Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2011. Vol. 36, pp. 99 - 156
ISSN: 0213-4497
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo orogénico
(ou mesotermais) e os jazigos de ouro associados a
intrusão. Algumas extrapolações para Portugal
Comparison between orogenic (or mesothermal) gold
deposits and intrusion-related gold deposits. Some
extrapolation to Portugal
INVERNO, C. M. C.1, 2
(1) Laboratório de Geologia e Minas, Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG), Estrada
da Portela-Zambujal, 2721-866 Alfragide; [email protected]
(2) CREMINER, Universidade de Lisboa, Edifício C6, Campo Grande, 1749-016 Lisboa.
Recibido: 13/12/2010
Revisado: 2/02/2011
Aceptado: 1/03/2011
Abstract
A comparison is made between orogenic (or mesothermal) gold deposits and intrusion-related gold
deposits. It starts with the general features of each of the two deposit types, namely metallic content
and world distribution, age, geotectonic environment, geological-structural setting/ host rocks, metamorphic grade, ore morphology, alteration related to mineralization, timing of mineralization, mineralogy, geochemical association, metallic zoning, genesis (with correlative models), mineralizing
fluids and P-T depositional conditions, and gold transport and deposition. Some of the contrasting
characteristics of these two deposit types are then enhanced. Finally, the orogenic (or mesothermal)
gold deposits and intrusion-related gold deposits classification is applied to a few (shortly described)
gold deposits and occurrences in Portugal, or at least tentatively applied in other cases therein.
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Key words: Gold deposits; orogenic (mesothermal); intrusion-related; world importance; a few
examples in Portugal.
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1. PREÂMBULO
O ouro é extraído dos grandes tipos
de jazigos auríferos que compreendem os
paleoplacers e placers de Au, os jazigos de
Au do tipo orogénico (ou mesotermais), os
jazigos de Au epitermais (e a sua variante
dos encaixados em rochas sedimentares)
e os jazigos de Au associados a intrusão,
e ainda como subproduto dos pórfiros de
Cu, dos skarns de Cu-Au (e como produto
principal dos skarns de Au), dos jazigos
vulcanogénicos de sulfuretos maciços, dos
jazigos de sulfuretos magmáticos de Ni-Cu,
dos jazigos de U do tipo discordância, e de
outros jazigos, alguns de tipo incerto.
Entre os grandes tipos de jazigos de ouro,
nem sempre tem sido simples diferenciar os
jazigos de ouro do tipo orogénico (ou mesotermais) dos jazigos de ouro associados a intrusão, tipo que só foi formalmente definido
enquanto tal há pouco mais de uma década.
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 101
se que, apesar de mais abundantes na fácies
de xistos verdes, podiam ocorrer desde a
fácies da prenite-pumpeleite (sub-xistos verdes) até à fácies granulítica, com deposição a
150-700ºC (para a maioria a 200 - 450ºC), a
pressões de 0.5 - 6 kbar, a uma profundidade
até 12 - 20 km (Fig. 1). Isto levou a propor
uma outra classificação para todos os jazigos de ouro mesotermais, quer do Arcaico
(os mais abundantes) quer do Proterozóico
ou Fanerozóico, que os divide em epizonais
(deposição a £ 6 km de profundidade; 150 300°C), mesozonais (6 -12 km; 300 - 475°C)
e hipozonais (>12 até cerca de 20 km; >
475°C) [Gebre-Mariam et al., 1985; Groves
et al., 1998; Goldfarb et al., 2005].
2. JAZIGOS DE OURO DO TIPO OROGÉNICO (OU MESOTERMAIS)
2.1. Introdução
Lindgren (1933) definiu originariamente
os jazigos de ouro mesotermais como aqueles que se formavam a 1- 4.5 km da superfície topográfica (pressão moderada) e a temperaturas de 200-300ºC, tendo um conjunto
de características de estilo de mineralização,
alteração e outras bem definidas. Mais tarde reconheceu-se que os jazigos de ouro
com idênticas características se podiam
formar em intervalos de temperatura e de
profundidade (até cerca de 20 km; Groves et
al., 1998) bem mais latos, pelo que o termo
“mesotermais” se tornava impreciso (Bierlein and Crowe, 2000). De facto, verificou-
Fig. 1. Profundidade de formação e ambiente estrutural dos jazigos de ouro mesotermais (ou orogénicos), formados nas margens de placas convergentes
(de Groves et al., 1998).
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Outros termos anglo-saxónicos que têm
sido empregues para designar os jazigos de
ouro mesotermais são “greenstone-hosted”
e “turbidite-hosted (lode) gold deposits”,
consoante o predomínio dumas ou doutras
rochas encaixantes, mas também “slate belthosted gold deposits” e “gold-only deposits”, entre outros. Recentemente, Groves et
al. (1998), inspirando-se em Bohlke (1982),
propôs que os jazigos de ouro mesotermais
passassem a ter a designação, talvez menos
conflituosa, de jazigos de ouro do tipo orogénico, dada a sua génese em zonas de placas convergentes.
2.2. Características gerais
Conteúdo metálico e distribuição mundial
Este tipo de jazigos ocupa o segundo lugar na produção mundial de ouro, logo atrás
dos paleoplacers de ouro (que têm >50% da
produção mundial). Só os jazigos de ouro
mesotermais do Arcaico são responsáveis
por quase 20% dessa produção mundial
(Hagemann and Cassidy, 2000).
Entre os jazigos mesotermais de ouro,
destacam-se os jazigos gigantes ( > 250 toneladas [t] de Au) e os jazigos de dimensão
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mundial (>100 t Au), os últimos ocorrentes
em mais de 20 das 75 províncias metalogenéticas mundiais que contêm jazigos deste
tipo. Entre os jazigos gigantes podem citarse, por ordem decrescente de dimensão,
desde 2000 até 280 t : Ashanti, Gana; Golden Mile, Kalgoorlie, Austrália Ocidental;
Homestake, South Dakota, E.U.A.; McIntyre - Hollinger, Timmins, Ontário, Canadá; Kolar, Índia; Kirkland Lake, Ontário,
Canadá; Berezovsk, Rússia; Mother Lode,
Califórnia, E.U.A.; Morro Velho, Minas
Gerais, Brasil; Ballarat-Bendigo, Victoria,
Austrália; Dome Mine, Ontário, Canadá;
Kerr Addison, Ontário, Canada; AlaskaJuneau, Alasca, E.U.A. (Fig. 2; Goldfarb et
al., 2001, 2005; Groves et al., 2003). A maioria dos jazigos de Au do tipo orogénico têm
teores entre 4 e 21 g/t Au, com predominância de 7-12 g/t Au, especialmente entre os jazigos gigantes. Entre os últimos as excepções
são: Ballarat-Bendigo, 13 g/t Au; Kirkland
Lake, Kolar e Bulyanhulu (Tanzânia), 14 -15
g/t Au; Mother Lode (Grass Valley – Nevada City), 17 g/t Au; Campbell - Red Lake
(E.U:A.), 21g/t Au (Hagemann and Cassidy,
2000; Goldfarb et al., 2005). Historicamente
os teores foram de 5 – 30 g/t Au (Groves et
al., 1998).
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Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 103
Fig. 2. Distribuição geográfica de alguns dos maiores jazigos mesotermais de ouro (de Hutchinson, 1987).
Idade
A maioria dos e os maiores distritos
mineiros deste tipo de jazigos são do Arcaico, principalmente do Arcaico Superior,
com idades predominantemente de 2800 –
2550 Ma (quase todos os acima citados)
[Fig. 3]. No Proterozóico Inferior há alguns pequenos jazigos e o jazigo gigante
de Homestake, havendo ausência deste
tipo de jazigos no Proterozóico Médio,
só tornando a surgir na parte terminal do
Proterozóico Superior e depois em todo o
Fanerozóico (Fig. 3), de que são exemplos
significativos Ballarat-Bendigo, no estado
de Victoria, Austrália, de idade ordovícica, Mother Lode, na Califórnia, E.U.A.,
do Jurássico – Cretácico Inf. e AlaskaJuneau, no Alasca, E.U.A., do Eocénico,
não sendo conhecidos jazigos significativos
deste tipo nos últimos 50 Ma (Hutchinson,
1993; Goldfarb et al., 2001, 2005; Groves
et al., 2003).
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Fig. 3. Distribuição da produção de ouro a partir de jazigos de ouro orogénicos e jazigos de ouro associados a
intrusão, formados ao longo dos tempos geológicos (de Groves et al., 2003).
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Ambiente geotectónico
Estes jazigos formam-se ao longo de
margens convergentes, na junção arco-fossa,
durante a instalação de terrenos acrescidos do lado do mar em relação às margens
cratónicas antigas ou aquando da colisão
continente-continente (Fig. 4; Hodgson,
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 105
1993; Groves et al., 1998, 2003). Complementarmente, ambientes de variação do movimento das placas, tais como de mudança
de velocidade relativa de placas e de ângulos
de convergência das mesmas favorecem a
formação deste tipo de jazigos (Goldfarb et
al., 2001).
Fig. 4. Diagrama esquemático do ambiente geotectónico de vários tipos de jazigos de ouro, incluindo os jazigos de ouro orogénicos e os jazigos de ouro associados a intrusão (de Groves et al., 2005).
Ambiente geológico-estrutural / Rochas encaixantes
No Arcaico e em parte no Proterozóico
as associações litológicas enquadrando este
tipo de jazigos são as próprias das cinturas
de rochas verdes (“greenstone belts”) nos
cratões, e nos jazigos mais modernos são associações parcialmente semelhantes. Aque-
las são constituídas por pilhas de komatiitos
na base, basaltos toleíticos (que encaixam
os maiores jazigos deste tipo) e rochas vulcânicas ácidas a topo. Lateralmente à pilha
vulcânica ocorrem sucessões de grauvaques
e xistos, incluindo xistos carbonosos, grafitosos e piritosos, e ainda conglomerados polimícticos e formações ferríferas exalativas.
(Fig. 5A; Hutchinson, 1993).
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Os jazigos deste tipo podem ocorrer em
qualquer posição das sequências vulcânica
ou sedimentar, e fazem-no geralmente na
proximidade (ou no interior) dum stock
intrusivo de rocha ácida porfirítica e dum
nível pouco espesso de rocha vulcaniclástica ácida. O minério encontra-se ainda
geralmente na interface vertical ou lateral
de rocha vulcânica e sedimentar, muitas
vezes sublinhada por um alinhamento, falha ou zona de cisalhamento regional (Fig.
5B), geralmente paralelo ou subparalelo à
estratificação nos terrenos vulcânicos do
Pré-câmbrico ou às margens dos terrenos
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acrescidos no Paleozóico, estando os jazigos deste tipo em zonas de falhas ou cisalhamentos secundários (Hutchinson, 1993;
Hodgson, 1993; Goldfarb et al., 2005). A
estes acidentes estão também muitas vezes
associados não só os stocks félsicos acima
referidos, mas também diques de lamprófiros (Hodgson, 1993; Groves et al., 1995).
Intrusões mais abundantes de granitóides
podem também ocorrer nestas províncias
auríferas, como consequência dos processos de colisão – acreção nas margens convergentes (Goldfarb et al., 2001; Groves et
al., 2003).
Fig. 5. A) Distribuição dos jazigos de ouro orogénicos e outros em: (A) Pilha (meta)vulcano-sedimentar esquemática das cinturas de rochas verdes (“greenstone belts”) do Arcaico (de Hutchinson, 1993).
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Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 107
Fig. 5. B) Distribuição dos jazigos de ouro orogénicos e outros em: (B) Subprovíncia de Abitibi da província
Superior do Canadá, mostrando a relação dos jazigos de ouro orogénicos (c/ círculos negros, ≥ 100 ton. ouro;
c/ círculos brancos, < 100 ton. ouro) com as grandes zonas de falha (de Hagemann and Cassidy, 2000).
Grau metamórfico
Todos os tipos de rochas acima referidos
sofreram invariavelmente o efeito do metamorfismo regional, estando estes jazigos de
Au do tipo orogénico na maioria dos casos
(que incluem os de maiores dimensões) associados a terrenos na fácies de xistos verdes e
fácies anfibolítica superior (transição para a
A)
fácies de xistos verdes) [Fig. 6A], mas podendo ocorrer em terrenos desde a fácies da
prenite-pumpeleite (ex.: Wiluna, no cratão
de Yilgarn, Austrália Ocidental) até à fácies granulítica (ex.: Griffins Find, Austrália
Ocidental) [Gebre-Mariam et al., 1995; Hagemann and Cassidy, 2000; Goldfarb et al.,
2001, 2005; Groves et al., 2003; Gauthier et
al., 2007].
B)
Fig. 6. A) Reconstrução esquemática dum hipotético sistema hidrotermal contínuo, em diferentes níveis (e
respectivas fácies metamórficas) da crusta, estendendo-se até 25 km de profundidade, mostrando: (A) fluidos
potenciais e origem (setas) dos fluidos mineralizadores dos jazigos de ouro orogénicos (de Groves, 1993). B)
estilos tectónicos e dos filões de quartzo auríferos nos diferentes níveis da crusta (de Groves et al., 1995)
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Morfologia do minério
O minério apresenta uma morfologia
muito variada: estratiforme; filões “estratiformes” (paralelos à estratificação); filões e
veios transgressivos; stockworks; corpos paralelos à charneira duma dobra (“saddle reefs”); corpo de sulfuretos maciços; sistema de
veios estratóides. Os veios e filões, frequentemente brechificados e com texturas crustiformes nos ricos em carbonatos (não no
quartzo), podem variar de menos de 1 mm
a vários metros de possança e têm extensões
na vertical e horizontal até pelo menos várias centenas de metros, mas podendo atingir bem mais de 1 km (Hutchinson, 1993;
Hodgson, 1993; Bierlein and Crowe, 2000;
Goldfarb et al., 2005).
Alteração relacionada com a mineralização
A carbonatização é a mais expressiva alteração, na forma de: dolomite ferrífera (ou
siderite), singenética (?) e/ou epigenética, penetrativa ou em veios, em terrenos na fácies
de xistos verdes; e de calcite em terrenos na
fácies anfibolítica. Outras formas de alteração são a cloritização, sericitização, fuchsitização (geração de moscovite com Cr), silicificação através dos veios de quartzo, e em raros casos alteração potássica (feldspato K) a
muro da mineralização (ex.: Hemlo, Ontário,
Canadá). A extensão do halo de alteração à
volta dum veio/filão pode variar dalguns centímetros a vários quilómetros (Berger, 1986;
Hutchinson, 1993; Hodgson, 1993; Groves et
al., 1995; Goldfarb et al., 2005).
Tempo da mineralização
Estes jazigos formam-se numa fase tardia de cada orogénese, podendo ser para o
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Arcaico de 20 a 100 Ma após a deposição
das rochas metavulcano-sedimentares encaixantes (Groves et al., 2003). Em muitos
jazigos em ambiente de fácies de grau metamórfico baixo a moderado, a respectiva formação é posterior ao pico de metamorfismo
regional, enquanto que muitos outros jazigos em terrenos de alto grau metamórfico
são contemporâneos de tal metamorfismo
(Hodgson, 1993; Groves et al., 1995; Bierlein and Crowe, 2000).
Do Arcaico ao Fanerozóico raramente
há sincronismo entre a deposição de ouro
e a instalação de intrusões granitóides adjacentes, que quer mais comummente precedem, por vezes dezenas (muito raramente
centenas) de Ma, a mineralização de ouro,
quer lhe são posteriores (Hodgson, 1993;
Goldfarb et al., 2001; Groves et al., 2003),
apesar de nalguns casos, como na área da
mina canadiana de Kerr Addison do Arcaico serem contemporâneas (Hodgson,
1993). Nalguns terrenos mais modernos, o
sincronismo foi também estabelecido, como
no caso dos jazigos eocénicos do Alaska-Juneau em relação aos granitóides a 10 km de
distância dos mesmos (Groves et al., 2003).
Mineralogia
O minério, para além do quartzo (70
- 95% do volume total), carbonatos, feldspato alcalino (geralmente albite), “sericite”
e clorite, contém electrum e ouro nativo,
fino e grosseiro, por vezes visível a olho
nu, podendo ser ouro livre, e ainda pirite
e pirrotite, sendo a arsenopirite variável e,
estando presente, poder ter os valores mais
altos em Au ou ser estéril. Outros minerais
que podem estar presentes em menor quantidade no minério são os teluretos de AuAg (quando existem intrusões alcalinas),
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a calcopirite, esfalerite e galena, os dois
últimos por vezes um pouco abundantes, a
magnetite, realgar e auripigmento, antimonite, cinábrio, molibdenite, bismutinite, loelingite, tetraedrite e scheelite. Os sulfuretos
constituem globalmente 3 a 5% (podendo
ser ainda um valor superior) do minério
na maioria destes jazigos. Outros minerais
associados na paragénese são a turmalina
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 109
(geralmente escorlo e dravite), barita e moscovites ricas em Cr, V ou Ba (fuchsite, mariposite; roscolite; oelacherite) [Tabela 1A,B;
Fig. 7]. Também são comuns hidrocarbonetos e outra matéria carbonosa (Berger,
1986; Hutchinson, 1993; Hodgson, 1993;
Hagemann and Cassidy, 2000; Goldfarb et
al., 2005; Vos et al., 2005; Vos and Bierlein,
2006).
A)
B)
Tabela 1. Características (A) mineralógicas e (B) geoquímicas dos jazigos
de ouro mesotermais (ou orogénicos),
essencialmente quando do Arcaico (de
Hutchinson, 1987, 1993).
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Fig. 7. Sequência paragenética genérica dos jazigos de ouro orogénicos do Fanerozóico (de Bierlein and
Crowe, 2000).
Associação geoquímica
Au - Fe - As - B ± Sb ± Bi ± Hg ± Cu ± Pb ±
Zn ± Te ± W ± Mo ± Ag é a associação geoquímica (Tabela 1A,B). A razão Au/Ag pode chegar a 9:1, implicando uma finura (“fineness”) do
ouro de 600-940, dominando os valores mais altos (Berger, 1986; Hutchinson, 1993; Cox, 2000;
Groves et al., 2003; Goldfarb et al., 2005).
Zonagem metálica
Uma das características dos jazigos de
ouro do tipo orogénico é terem uma gran-
de continuidade vertical (ex.: 1- 2 km) quase
sem variação na mineralogia e no teor em
Au, o que os permite contrastar por exemplo com os jazigos de ouro epitermais. Apesar disso, alguns mostram uma zonagem
metálica lateral e nalguns casos há alguma
zonagem vertical da largura dos envelopes
(zonas) de alteração e dos minerais e razões
metálicas (Hodgson, 1993; Groves et al.,
1998, 2003).
Boa parte das características até agora
apontadas estão sintetizadas na Tabela 2.
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Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 111
Tabela. 2. Comparação das características dos jazigos de ouro do tipo orogénico (ou mesotermais) e dos jazigos de ouro associados a intrusão (de Groves et al., 2003).
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Génese
Inúmeras hipóteses genéticas têm sido
avançadas para explicar a formação dos jazigos de ouro mesotermais (Pirajno, 1992;
Kerrich, 1993; Groves et al., 1995; Ridley
and Diamond, 2000; Goldfarb et al., 2005;
Pitcairn et al., 2006; Elmer et al., 2007):
a) Modelo metamórfico: as rochas vulcânicas e sedimentares, nas condições de
metamorfismo da fácies anfibolítica ou da
transição da fácies de xistos verdes para a
fácies anfibolítica, sofreriam desvolatilização das águas durante a fase prógrada de tal
metamorfismo, com lixiviação do Au, Si e
outros elementos da sucessão vulcano-sedimentar e deposição do conteúdo de tais fluidos em zonas estruturalmente preparadas,
cisalhadas e brechificadas, formando quer
zonas mineralizadas (“lodes”) concordantes, quer discordantes, tais com filões e veios
transgressivos. Nalguns casos a mineralização ter-se-á formado a temperaturas mais
baixas, em 60 – 120°C, do que a temperatura do pico do metamorfismo (Elmer et al.,
2007)
b) Modelo magmático: quer o fluido mineralizado quer o próprio Au derivariam de
granitóides ou sienitos porfíriticos associados com estes jazigos de ouro.
c) Modelo dos lamprófiros: a instalação
de diques de lamprófiros calco-alcalinos,
muitas vezes associados a este tipo de jazigos de ouro, promoveria a circulação hidrotermal, com lixiviação do Au, S e CO2 dos
próprios lamprófiros e incorporação num
fluido hidrotermal que se misturaria com os
fluidos gerados durante o metamorfismo regional. Este modelo combina assim os dois
modelos anteriores.
d) Modelo da desgasificação do manto
e granulitização: segundo este modelo, só
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aplicável a jazigos de ouro mesotermais,
quando do Arcaico, as rochas da crusta
inferior sofreriam granulitização durante o
Arcaico tardio, enquanto os fluidos hidrotermais transportando Au e CO2 proviriam
dum reservatório do manto, tornando-se a
desgasificação de CO2 do manto a principal
causa da importância da carbonatização
na alteração deste tipo de jazigos. Por outro lado, a pobreza dos granulitos arcaicos
tonalíticos em elementos litófilos seria explicada pelo enriquecimento destes mesmos
elementos nos jazigos mesotermais de ouro,
contemporâneos desses granulitos.
e) Modelo singenético-epigenético: a circulação convectiva da água do mar com lixiviação do basalto toleítico marinho levaria à
deposição dum exaleto chértico (± argiloso,
carbonoso; Wood and Large, 2007), estratiforme, piritoso e aurífero (com cerca de 1 g/t
Au) no fundo do mar. Durante a diagénese e
compactação deste nível, formar-se-iam nele
veios transgressivos, assim como a posterior
deformação, instalação de rochas intrusivas
e metamorfismo desenvolveria sucessivos
sistemas hidrotermais que lixiviariam Au do
exaleto primitivo e formariam filões e veios
discordantes mais enriquecidos em Au (Fig.
8; Hutchinson, 1993).
f) Modelo meteórico: águas meteóricas
circulariam até grandes profundidades na
crusta, vindo a constitutir o fluido hidrotermal mineralizador que depositaria o ouro
neste tipo de jazigos.
g) Modelo contínuo da crusta: baseado
no modelo metamórfico, o modelo contínuo
da crusta (Groves, 1993; Groves et al., 1995),
que é aquele que tem hoje maior aceitação,
constata a existência de jazigos de ouro do
tipo orogénico em terrenos desde a fácies
metamórfica da prenite-pumpeleite, passando pelas fácies de xistos verdes e anfibolítica,
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até à fácies granulítica, com alguma variação mineralógica de fácies para fácies quer
no próprio minério quer na alteração das
rochas encaixantes (Fig. 6A). A deposição
do minério seria feita em estruturas que variam de veios em fendas de tracção e brechas
nos jazigos na fácies da prenite-pumpeleite,
passando por zonas de cisalhamento e/ou
veios associados nos jazigos nas fácies intermédias, até zonas de cisalhamento dúcteis
largas e veios associados nos jazigos desde
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 113
a fácies anfibolítica intermédia até à fácies
granulítica (Fig. 6B). A derivação do Au seria possivelmente crustal, quer magmática,
quer metamórfica, ou ainda a partir do próprio manto (Fig. 6A).
Este contínuo de jazigos mesotermais de
ouro, documentado nos jazigos mais antigos, não tem sido, no entanto, abertamente reconhecido nas fácies metamórficas de
grau mais alto dos terrenos do Fanerozóico
(Groves et al., 1998).
Fig. 8. Ilustração esquemática de diferentes
tipos de morfologias dos “lodes” (filões,
etc.) auríferos e de estádios mineralizadores
na génese dos jazigos de ouro mesotermais
(orogénicos), segundo o modelo singenéticoepigenético (de Hutchinson and Burlington,
1984; Hutchinson, 1993).
Fluidos mineralizadores e condições P-T de
deposição
Os fluidos hidrotermais mineralizadores
são de baixa salinidade (em regra 1-15, do-
minantemente 3 -7 wt % NaCl equiv.), neutros a levemente alcalinos, reduzidos, de alto
CO2 (±CH4 ± N2) [Xco2 = 0.05 – 0.25], com
valores de б18Ofluido de 6 -11‰ nos jazigos do
Pré-Câmbrico e 7-11‰ nos jazigos do Fa-
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nerozóico, e de бDfluido de -80 a -5‰ (Fig.
9; Mikucki, 1998; Ridley and Diamond,
2000; Bierlein and Crowe, 2000; Groves et
al., 2003; Goldfarb et al., 2005). A maior
parte dos jazigos deste tipo têm sulfuretos
com б34S de 0 a +10‰ (mas podendo chegar
a -20‰ e a +25‰) e carbonatos com valores de б13C predominantemente de 0 a -10‰
(Goldfarb et al., 2005).
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Como foi avançado na introdução, estes
jazigos formam-se entre 150 e 700°C, apesar
da maioria se gerar a 200 - 450°C, a pressões entre 0.5 e 6 kbar (consoante a fácies
metamórfica em que se enquadram), que
correspondem a profundidades até 12 - 20
km (Gebre-Mariam et al., 1995; Groves et
al., 2003).
Fig. 9. Composições isotópicas de oxigénio e hidrogénio dos fluidos mineralizadores dos jazigos de ouro
orogénicos do Fanerozóico, comparadas com as da água do mar, água meteórica, água magmática e água
metamórfica (de Bierlein and Crowe, 2000).
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Transporte e deposição do ouro
Cálculos termodinâmicos e estudos experimentais indicam que a solubilidade e
transporte do Au que origina os jazigos
mesotermais de ouro é feita essencialmente através do ião complexo bissulfureto de
ouro, Au(HS)2-, até uma temperatura de
550°C (Fig. 10A) – apesar do ião AuHS0
também o fazer a < 400°C e pressão baixa
(Evans et al., 2006) -, abrangendo a maior
parte dos jazigos de ouro deste tipo. Para os
casos em que os jazigos mesotermais se formem acima de 550°C, o ião complexo que
A)
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 115
transporta Au passa a ser essencialmente
AuCl2- (Seward, 1991; Hutchinson, 1993;
Mikucki, 1998; Large, 2000). No primeiro caso, mais comum, abaixo dos 550°C, a
deposição de ouro neste tipo de jazigos vai
ocorrer perto do limite entre os campos das
espécies iónicas de S reduzidas e os campos
das oxidadas, mas do lado das reduzidas, e
perto do limite entre o campo de estabilidade da pirite (com pirrotite na parte superior
do intervalo até 550°C) e o da magnetite (ou
hematite) [Fig. 10B; Hodgson, 1993; Mikucki; 1998; Large, 2000; Dugdale et al., 2006].
B)
Fig. 10. Transporte e solubilidade do ouro: (A) Distribuição dos iões complexos transportadores de Au
(abaixo de 550°C) em função da temperatura e de aH2S . Campo dos fluidos auríferos orogénicos (arcaicos)
indicado a cinzento; (B) Isolinhas (a tracejado) de solubilidade do Au em função da temperatura e de aH2S.
Os cálculos assumem um fluido aurífero (do tipo orogénico) médio, com CO2/CH4 = 10, pH = 5.5 e P = 2 kbar.
Campos de estabilidade da magnetite (mt), pirrotite (po) e pirite (py) limitados por linhas a cheio. Campo dos
fluidos auríferos orogénicos (arcaicos) indicado a cinzento (de Mikucki, 1998).
Os mecanismos mais importantes de
deposição do ouro neste tipo de jazigos são
diversificados (Fig. 11; Hodgson, 1993; Mikucki; 1998; Hagemann and Cassidy, 2000;
Vos et al., 2005; Goldfarb et al., 2005):
- interacção fluido – rocha encaixante
(sulfuretização): este parece ser o único
mecanismo de deposição comum a todo o
espectro de P-T de formação dos jazigos
de ouro deste tipo. Envolve essencialmente
a sulfuretização dos minerais contendo Fe
nas rochas encaixantes por efeito do fluido
mineralizador rico em S, o que leva à desestabilização do ião Au(HS)2- no fluido e deposição do ouro;
- interacção fluido – rocha encaixante
(acidificação): este mecanismo é aplicável
apenas aos jazigos de formação mais super-
116 �������
Inverno
ficial, de fácies sub-anfibolítica e somente no
caso das rochas encaixantes serem ultramáficas; o metassomatismo intenso de CO2 e
Ca nestas rochas pode provocar a acidificação do fluido mineralizador, favorecendo a
precipitação do ouro;
- separação de fases: este é também
um mecanismo de deposição importante,
aplicável nos jazigos desde as fácies metamórficas de menor temperatura até à fácies
anfibolítica, ao longo da qual vai perdendo
importância; rápidas flutuações na pressão
levam à separação de fases, com ebulição
(ou efervescência) de CO2/CH4, causando
a separação de H2S para a fase de vapor e,
consequentemente, desestabilizando o ião
Au(HS)2` , com deposição do ouro;
- arrefecimento: este mecanismo só parece ser determinante nos jazigos formados
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
acima de 550°C, em que o decréscimo de
temperatura provoca a desestabilização do
ião AuCl2- e a precipitação do ouro, e ainda
nos jazigos formados na fácies de sub-xistos
verdes, em que as isolinhas de solubilidade
para Au(HS)2- [Fig. 10B] são mais inclinadas que as dos fluidos contendo Au dos
sistemas de ouro (arcaicos) mesotermais (estas paralelas ao limite entre os campos de
estabilidade de H2S e HSO4-) , favorecendo a
deposição de ouro por arrefecimento;
- mistura de fluidos; é invocado para
alguns jazigos de ouro deste tipo na fácies
de sub-xistos verdes que a mistura de águas
superficiais (meteóricas, marinhas e fluidos
de bacias continentais) com águas profundas, quer metamórficas quer magmáticas,
promoveria a precipitação do ouro.
Fig. 11. Importância relativa dos vários mecanismos de deposição de ouro nos jazigos de ouro orogénicos
(arcaicos) [de Mikucki, 1998].
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
3. JAZIGOS DE OURO ASSOCIADOS
A INTRUSÃO
3.1. Introdução
A associação comum de alguns jazigos de ouro com intrusões granitóides,
distinta da dos pórfiros de (Cu-)Au e de
outros metais (concentrações altas de Cu,
Mo, W ou Sn), é conhecida desde há muito.
Routhier (1963), seguindo autores anteriores, considerou uma zonagem periplutónica,
com zonas metálicas de estanho, volfrâmio,
ouro e outras, sucessivamente, à volta e cada
vez mais distantes duma cúpula granitóide,
mas reconheceu que parte delas podia também ocorrer no próprio endocontacto do
granitóide.
Os jazigos de ouro para que tal análise
apontava foram, no entanto, subsequentemente subvalorizados na literatura da especialidade quase até ao final do século XX.
O reconhecimento duma classe de jazigos
de ouro deste tipo estava em parte impossibilitada pela crença generalizada de que a
maioria dos jazigos de ouro encaixados nas
próprias intrusões granitóides não estariam
geneticamente relacionados com tais intrusões, como dados geológicos e radiométricos confirmam para alguns casos conhecidos, mas não corroboram para muitos outros (Thompson and Newberry, 2000). Na
verdade, só recentemente se tornou a dar
ênfase e verdadeira importância a tais jazigos de ouro, caracteristicamente associados
com províncias de W e/ou (menos consistentemente) de Sn, e espacial e temporalmente
relacionados com intrusões de granitóides,
no interior ou exocontacto das mesmas,
tendo passado a ser designados por jazigos
de ouro associados a intrusão (“intrusionrelated, reduced intrusion-related, plutonic-
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 117
related or intrinsic gold deposits”) [Sillitoe,
1991; McCoy et al., 1997; Thompson et
al., 1999; Lang et al., 2000; Thompson and
Newberry, 2000; Baker and Lang, 2001;
Groves et al., 2003; Goldfarb et al., 2005].
3.2. Características gerais
Algumas das características dos jazigos
de ouro associados a intrusão [“intrinsic Au
deposits”] são parcialmente semelhantes
às dos jazigos de ouro do tipo orogénico
(ou mesotermais) [“extrinsic Au deposits”;
Goldfarb et al., 2005] e de outros tipos
de jazigos de ouro, mas muitas outras são
distintas (Tabela 2).
Conteúdo metálico e distribuição mundial
Um largo número de jazigos de ouro
associados a intrusão contém um total não
inferior a 30 toneladas (t) de Au, apesar do
leque significativo ir desde 3 a 345 t Au. Os
maiores destes jazigos (Fig. 12) são: Donlin Creek (345 t Au), Fort Knox (215 t Au),
Pogo – Liese Zone (160 t Au), True North
(40 t Au), Golden Zone (39 t Au), Shotgun
(31 t Au), todos na província cretácica de
Tintina, no Alasca, E.U.A., e no lado leste
da mesma província, Dublin Gulch (47 t Au)
e Brewery Creek (40 t Au), em Yukon, Canadá, cabendo a esta província de Tintina no
seu conjunto um total superior a 1000 t Au,
apesar da produção histórica ter sido apenas de 3 t Au; Zarmitan, Uzbequistão (315
t Au); Vasilkovskoe, Casaquistão (300 t Au);
Kori Kollo, Bolívia (160 t Au), Kidston,
Queensland, Austrália (140 t Au); Mokrsko, República Checa (129 t Au); Salave,
Astúrias, Espanha (30 t Au). Estes jazigos
têm teores entre 1 e 4 g/t Au, com excepção
dos jazigos de Zarmitan, no Uzbequistão,
118 �������
Inverno
com 9.8 g/t Au e de Pogo, no Alasca, com 16
g/t Au (Thompson et al., 1999; Smith et al.,
1999; Thompson and Newberry, 2000; Lang
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
and Baker, 2001; Baker et al., 2005; Mair et
al., 2006; Abzalov, 2007).
Fig. 12. Distribuição geográfica dos maiores jazigos de ouro associados a intrusão (de Lang and Baker;
EUROZINC, 2004).
Idade
Sendo na maior parte dos casos conhecidas as idades do jazigo e da intrusão
correspondente, semelhantes, a maioria dos
jazigos deste tipo são do Fanerozóico, tendo
sido reconhecidos também alguns do Proterozóico e raros do Arcaico tardio (Fig. 3).
As idades entre os mais conhecidos do Fanerozóico variam desde o Ordovícico Superior
(Vasilkovskoe, Casaquistão), passando pelo
Devónico Médio - Superior (Leven Star, Victoria, Austrália), pela da orogenia hercínica
(Mokrsko, República Checa; Salave, Espanha), Carbónico (Kidston, Queensland,
Austrália), Permo -Triásico (Timbarra, New
South Wales, Austrália), Jurássico Superior
(Bald Mountain, Nevada, E.U.A.), Cretácico Inferior (tardio) a Superior (província
metalogenética de Tintina, Alasca – Yukon,
E.U.A.-Canadá, e Miocénico (Kori Kollo,
Bolívia) [Thompson et al., 1999; Smith et
al., 1999; Thompson and Newberry, 2000;
Groves et al., 2003; Mair et al., 2006; Whittman et al., 2006; Nutt and Hofstra, 2007].
Ambiente geotectónico
Os jazigos de ouro associados a intrusão
ocorrem em províncias de W e/ou Sn, distais
de margens convergentes, situados nas margens cratónicas em posição para o interior
do continente relativamente aos jazigos de
pórfiro de Cu-Au-Mo e epitermais de Au ou
em “back-arc” (Fig. 4); podem ainda, nalguns casos, ocorrer em ambiente de colisão
continental, associados a intrusões a poucas
centenas de quilómetros da zona de subducção (Thompson et al., 1999; Lang et al., 2000;
Lang and Baker; 2001; Groves et al., 2003).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Ambiente geológico-estrutural / Rochas encaixantes
Os jazigos de ouro deste tipo estão encaixados quer na própria intrusão, quer no exocontacto imediato (jazigos proximais), ou
podem ainda ser mais distais relativamente à
intrusão (a 0.5 - 3 km), encaixados geralmente em xistos ou rochas vulcânicas (jazigos
distais) [Fig. 13B]. As intrusões, que podem
ser múltiplas, são de composição granítica
a granodiorítica (raramente mais básica),
constituindo grandes batólitos e pequenos
plutões, mas podendo também ser pequenos
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 119
stocks e domas porfiríticos, e diques e filõescamada. As rochas constituintes dos plutões
são predominantemente metaluminosas a
ligeiramente peraluminosas, calco-alcalinas
ou subalcalinas. São reduzidas, sendo da série da ilmenite ou da transição entre a série
da ilmenite e a da magnetite, a que acresce
serem os granitóides geralmente classificados como do tipo I (raramente do tipo S, em
plutões com fases muito evoluídas) [Thompson et al., 1999; Lang et al., 2000; Thompson
and Newberry, 2000; Lang and Baker, 2001;
Groves et al., 2003; Baker et al., 2005; Nutt
and Hofstra, 2007].
A)
Fig. 13. Diagramas esquemáticos da geologia e de modelos de prospecção para os jazigos de ouro associados a
intrusão: (A) Variação nos estilos dos jazigos, desde os encaixados na intrusão, passando pelos jazigos proximais e até aos jazigos distais.
120 �������
Inverno
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
B)
Fig. 13. (B) Variação vertical e lateral nos estilos dos jazigos, características dos fluidos e assinaturas metálicas (de Lang and Baker, 2001).
A baixa fo2 destas intrusões é traduzida
pela sua rara magnetite primária, baixa susceptibilidade magnética (10-4 a 10–2 unidades
S.I.), baixa razão Fe2O3/ FeO (< 0.2) e razão
Fe/Mg relativamente alta na biotite (≥ 2:1).
As fases mais félsicas destes plutões, que estão enriquecidas em Au relativamente a um
granito normal, apresentam evidências de
saturação de fluidos como o mostra a presença de pegmatitos, aplitos, cavidades miarolíticas e texturas de solidificação unidirec-
cionais (Shannon et al., 1982) nas mesmas
(Thompson and Newberry, 2000; Nutt and
Hofstra, 2007).
São comuns nas áreas dos jazigos deste tipo falhas, desde transpressivas, cavalgantes, a de desligamento, sendo ainda de
assinalar que na sequência magmática de
Tombstone, Yukon, dentro da província
metalogenética de Tintina, a orientação dos
veios mineralizados (predominantemente
em fendas de tracção) concomitantes com
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
as intrusões, mantem-se em vários plutões,
sugerindo o controlo da sua orientação por
tensões regionais compatíveis com a orientação daquelas falhas (McCoy et al., 1997;
Thompson and Newberry, 2000; Lang and
Baker, 2001; Mair et al., 2006; Whittman et
al., 2006; Abzalov, 2007)
Grau metamórfico
Os jazigos deste tipo estão situados em
terrenos afectados por metamorfismo regional, desde a fácies de sub-xistos verdes até
à fácies anfibolítica. As intrusões, por efeito
do metamorfismo de contacto nas rochas
encaixantes, estão rodeadas de corneanas,
geralmente aluminosas, e por uma auréola
de xistos, comummente na zona da biotite,
até 3 - 4 km de distância dos plutões (Bakke,
1995; McCoy et al., 1997; Baker and Lang,
2001; Maloof et al., 2001; Mair et al., 2006;
Whittman et al., 2006; Abzalov, 2007).
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 121
ou de greisen no endocontacto (ex.: Salave,
Espanha). A profundidades intermédias, até
3.5 km, os jazigos encaixados em intrusões
ocorrem sob a forma de brechas, diques e
filões-camada (ex.: Kidston, Austrália).
Os jazigos deste tipo, proximais à
intrusão, são essencialmente constituídos
por skarns no contacto (quando aí ocorrem
rochas carbonatadas), filões em falhas, e
disseminações (por substituição). Os jazigos
distais, geralmente a 0.5 – 3 km da intrusão, ocorrem na forma de veios de quartzo,
zonas de cisalhamento e disseminações em
diques, filões-camada e rochas metassedimentares encaixantes (Fig. 13B; McCoy et
al., 1997; Thompson et al., 1999; Thompson
and Newberry, 2000; Lang and Baker, 2001;
Mustard, 2001; Mair et al., 2006), atingindo os filões de quartzo aurífero em zonas de
cisalhamento em Zarmitan (Ubzequistão)
possanças que, apesar de geralmente menores que 1.5 m, podem por vezes exceder 3.5
m (Abzalov, 2007).
Morfologia do minério
Alteração relacionada com a mineralização
Os jazigos encaixados nas próprias intrusões (Fig. 13B) têm mais comummente a
forma de veios (filões e filonetes) de quartzo
em folhas [“sheeted vein(let)s”], e mais raramente de veios em stockwork, ambos os tipos com texturas de preenchimento de espaço aberto. Os veios têm em geral possanças
de 0.5 -10 cm, e quando do tipo em folhas
(“sheeted veins”) apresentam espaçamentos
comuns de 5 - >10 m (McCoy et al., 1997;
Mair et al., 2006). São veios quer instalados
em intrusões a pequena profundidade (<1
km, ex.: Kori Kollo, Bolívia), quer instalados a profundidades de 3 - 6 km (ex.: Fort
Knox, Alasca), onde também podem tomar
a forma de disseminações no granitóide e/ou
aplitos internos (ex.: Timbarra, Austrália)
Os jazigos deste tipo encaixados nas rochas intrusivas apresentam envelopes (zonas) de alteração estreitos nas paredes dos
veios, que incluem os produtos da feldspatização (feldspato K e albite) precoce, seguidos no tempo dos da sericitização e por
vezes carbonatização (“sericite”- carbonato
mais abundante nos jazigos de pequena profundidade), apesar da alteração poder ser
mais penetrativa, como no caso dos greisens
e jazigos de pequena e média profundidade (< 3 km). A propilitização pode desenvolver-se distalmente dentro da intrusão, a
turmalinização ocorre associada a intrusões
geralmente pequenas, porfiríticas e a alteração silícica é rara. Alterações argílica e ar-
122 �������
Inverno
gílica avançada hipogénicas são conhecidas
apenas na parte superior de jazigos encaixados em intrusão de baixa profundidade
(ex.: Kori Kollo, Bolívia); noutros casos de
alteração argílica na parte superior de jazigos mais profundos (ex.: província metalogenética de Tintina, Alasca e Yukon; Bald
Mountain, Nevada, E.U.A.), ela tem características de supergénica. Alteração do tipo
calco-silicatado está associada aos skarns
no contacto da intrusão e alteração do tipo
quartzo -“sericite”(±carbonato) ocorre em
zonas de cisalhamento e veios associados
nos jazigos distais. É à alteração sericítica,
tardia, que está mais comummente associado o ouro (McCoy et al., 1997; Thompson
et al., 1999; Thompson and Newberry, 2000;
Lang and Baker, 2001; Nutt and Hofstra,
2007).
Tempo da mineralização
Na maior parte dos casos a mineralização é aproximadamente contemporânea
das intrusões. Quer a molibdenite e micas
hidrotermais dos jazigos da província metalogenética de ouro de Tintina, no Alasca
-Yukon, quer as “sericites” hidrotermais do
jazigo de Bald Mountain (Nevada, E.U.A.)
são apenas 1- 2 Ma mais recentes que as
respectivas intrusões cretácicas e jurássica,
respectivamente, a mesma relação, aqui um
pouco mais lata (~ 6 Ma), verifica-se entre a
molibdenite do jazigo de Petrackhova hora
no Maciço Boémio e o respectivo granodiorito carbónico encaixante (McCoy et al.,
1997; Groves et al., 2003; Nutt and Hofstra,
2007), e constata-se ainda haver total sincronismo entre a moscovite hidrotermal do jazigo de Leven Star (Austrália) e os batólitos
de granitóides devónicos junto aos quais se
situa (Whittman et al., 2006), tendo em to-
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
dos estes casos sido utilizados vários métodos de datação, Ar/Ar, U/Pb e Re/Os.
Por outro lado, a mineralização é gerada
num estádio tardio da orogénese, dado que
transecta o “fabric” das rochas encaixantes
nos jazigos proximais e distais, e as intrusões
associadas transectam as rochas encaixantes
muito deformadas, nisso contrastando com
os jazigos de ouro mesotermais em cujo
ambiente geológico ocorrem intrusões sintectónicas. A mineralização forma-se ainda após o pico do metamorfismo regional
(Groves et al., 2003).
Mineralogia
O minério, com quartzo dominante,
contém apenas até 3% de sulfuretos quando encaixado na intrusão (excepção: Kori
Kollo, > 20%), e até 5% (raramente 10%)
nos jazigos distais, estando a magnetite e
hematite caracteristicamente ausentes da
associação mineralógica reduzida do minério. Neste contexto, os sulfuretos são principalmente a pirite e a arsenopirite, sendo a
antimonite (mais frequente nos jazigos gerados a baixa profundidade) e a pirrotite por
vezes comuns; algum ouro (< 50 µm) é formado com esta associação. Gerados numa
fase tardia da sucessão paragenética são os
sulfossais de Bi-Pb-Sb, a bismutinite e sulfuretos de Bi-Au, assim como ouro nativo,
o último quer em grãos isolados (< 8 mm
de diâmetro) nos minerais de Bi ou outros,
quer em inclusões de microns ou submicrons
na arsenopirite e pirite rica em As, sendo o
ouro livre muito raro (McCoy et al., 1997),
nisso contrastando com os jazigos de ouro
mesotermais.
Alguns jazigos têm molibdenite e scheelite significativas, mas mais raramente volframite e cassiterite. Outros minerais traço
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
são a loelingite, maldonite (Au2Bi), bismuto nativo, acantite, tetraedrite, freibergite
e sulfossais de Ag. Os minerais opacos são
acompanhados, para além do quartzo, de
feldspato K, albite, moscovite, “sericite”,
calcite, dolomite, dolomite ferrífera, turmalina e fluorite (McCoy et al., 1997; Smith et
al., 1999; Thompson et al., 1999; Thompson
and Newberry, 2000; Lang et al., 2000; Lang
and Baker, 2001; Mustard, 2001; Maloof et
al., 2001; Whittman et al., 2006; Nutt and
Hofstra, 2007).
Associação geoquímica
Au – Bi – As – W- Mo – Te – Sb ± Sn
±(Pb, Zn, Ag, Hg distais) é a associação
geoquímica. A melhor correlação do Au é
com o Bi (razão Bi/Au varia de 25:1 a 5:1,
sendo a correlação Te-Au igualmente alta.
Os elementos W, Sn e Mo ocorrem, mas
não se correlacionam com o Au; o W e Mo
podem aumentar em profundidade e ocorrer em zonas separadas das do Au. A prata
pode ser abundante ou escassa, e a finura
(“fineness”) do ouro é de 825 – ≥ 960. A associação geoquímica indicada é parcialmente litófila (através do W, Sn), contrastando
com a associação exclusivamente calcófila
dos pórfiros de Au ou Cu-Au (Thompson et
al., 1999; Thompson and Newberry, 2000;
Lang and Baker, 2001; Groves et al., 2003;
Abzalov, 2007).
Zonagem metálica
Verifica-se haver uma zonagem lateral
dos metais predominantes consoante o tipo
de jazigos (Fig. 13A): os jazigos encaixados
na intrusão contêm Au – Bi – Te – W ± (Mo,
As, Pb); os jazigos proximais contêm Au
– As ± (Sn, W, Sb, Cu, Pb, Zn); os jazigos
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 123
distais contêm Au – As – Sb – Hg ± (Ag, Pb,
Zn) [Thompson and Newberry, 2000; Lang
et al., 2000; Nutt and Hofstra, 2007].
Quanto à zonagem vertical (Fig. 13B), e
considerando que estes jazigos se podem gerar desde <1 até 5 - 6 km da paleosuperfície,
nalguns sistemas ocorre W-Mo em profundidade e Au - Bi a níveis mais superficiais,
os últimos em minerais mais tardios na sequência paragenética (ex.: Mokrsko, Rep.
Checa); no distrito mineiro de Fairbanks
na província metalogenética de Tintina, no
Alasca, os jazigos formados de < 2 a 5 km
de profundidade tornam-se mais ricos de
Bi e mais pobres em As e Sb à medida que
ela aumenta. A Ag é mais alta nos jazigos
mais superficiais (ex.: Kori Kollo, Bolívia),
mas decresce rapidamente nos jazigos mais
profundos. Em Kidston (Austrália), acima
da zona de Mo-W ocorre uma zona com
Au e metais básicos. A zonagem metálica
horizontal e vertical é pois claramente mais
expressiva que a dos jazigos de ouro do tipo
orogénico (Thompson et al., 1999; Thompson and Newberry, 2000; Lang et al., 2000).
Génese
A associação espacial deste tipo de jazigo com intrusão félsica, combinada com a
assinatura metálica consistente e zonagem
na horizontal e na vertical relativamente à
intrusão sugerem uma origem magmáticahidrotermal, mas podendo haver possíveis
componentes do manto nos casos em que intrusões ácidas (e intermédias) sejam formadas co-espacialmente e contemporaneamente com rochas alcalinas máficas (Thompson
et al., 1999).
O carácter mais distintivo das intrusões
comuns associadas a este tipo de jazigos
(com uma assinatura em parte calcófila, em
124 �������
Inverno
parte litófila) é o seu baixo grau de oxidação
(moderadamente reduzidas), sendo característicamente da série da ilmenite ou da transição entre as séries da ilmenite e da magnetite (Fig. 14), o que as faz associar, para além
do Au, aos magmas que geram jazigos de W,
e as distinguem dos magmas mais oxidados
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
que geram os jazigos de pórfiro de Cu(-Mo)
e/ou Au, com uma associação calcófila, e de
magmas ainda mais reduzidos que geram
mineralizações de estanho, com associação
litófila (McCoy et al., 1997; Thompson et
al., 1999; Thompson and Newberry, 2000;
Lang and Baker, 2001).
Fig. 14. Representação esquemática da relação entre grau de fraccionamento e estado de oxidação para magmas associados com mineralizações magmático-hidrotermais de Cu, Cu-Mo, Mo, W e Sn. Indicada a tracejado
grosso a posição dos sistemas com Au associados a intrusão, com a sua associação de W(-Sn) [parcialmente
litófila] em comparação com a posição dos sistemas de Cu-Au porfírico (associação calcófila). Limite entre
os magmas da série da ilmenite e da série da magnetite indicado a ponteado fino (de Thompson et al., 1999).
Fluidos mineralizadores e condições de P-T
de deposição
Os fluidos mineralizadores dominantes
são de baixa salinidade (geralmente 0 –12
wt % NaCl equiv.) e aquo-carbónicos (H2O
– CO2 ± CH4 ± N2; intervalo comum de 7-
22 mole % CO2), com aumento de XH2O para
níveis mais superficiais da intrusão e para
o seu exterior (Figs. 13B e 15; McCoy et
al., 1997; Thompson et al., 1999; Lang and
Baker, 2001; Baker and Lang, 2001; Baker,
2002; Groves et al., 2003: Whittman et al.,
2006).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 125
Fig. 15. Modelo geológico esquemático mostrando, para jazigos de ouro associados a (e encaixados em) intrusão, a relação entre estilos de mineralização, paleoprofundidade e tipos de fluidos hidrotermais, com equivalência de ambiente (plutónico, de pórfiro e epitermal) aos vários níveis (de Baker, 2002).
Nos sistemas dos jazigos encaixados em
intrusão mais profundos (> 5 km) ocorrem
abundantes fluidos aquosos, ricos em CO2
(<1 a > 99 mole % CO2; Thompson et al.,
1999), de baixa salinidade (geralmente < 10
wt % NaCl equiv.), que nalguns jazigos são
sucedidos por fluidos de salinidade moderada a alta (10 – 65 wt % NaCl equiv.) [Fig. 15;
Baker, 2002], como sejam os jazigos da província metalogenética de Tintina, quer no
Alasca (McCoy et al., 1997) quer em Yukon
(Baker and Lang, 2001). Nos sistemas dos
jazigos encaixados em intrusão menos profundos (< 5 km) ocorrem fluidos da alta
temperatura (> 350°C), salinos (>30 – >40
wt % NaCl equiv.), imiscíveis em relação a
um vapor com CO2, de baixa salinidade (< 5
wt % NaCl equiv.) [Fig. 3], como é por exemplo o jazigo de Kidston, na Austrália (Baker,
2002). CH4 e N2 tornam-se mais abundantes
em jazigos encaixados na intrusão, quando
formados a pressões altas, e nos jazigos proximais e distais (Lang and Baker, 2001).
Duma forma global, os jazigos associados a intrusão formam-se a temperaturas
geralmente de 200 - 400°C, apesar de se
conhecerem temperaturas de homogeneização entre 140 e 600°C; o ouro deposita-se
comummente a 300 - 350°C. As condições
de pressão são de < 0.5 a > 3 kbar, mas são
aqueles que se formam a < 0.5 – 1.5 kbar em
que têm importância os fluidos aquo-salinos
(McCoy et al., 1997; Lang et al., 2000; Lang
and Baker, 2001; Groves et al., 2003). Tais
126 �������
Inverno
valores são consistentes com os obtidos por
geotermometria da arsenopirite com os produtos da alteração potássica (a 400 - 480°C)
e da alteração sericítica (a 300 - 350°C) dos
jazigos do Alasca (McCoy et al., 1997), tomando em linha de conta que a arsenopirite se forma geralmente no fim de ou após a
fase inicial de deposição de elementos litófilos (na volframite, cassiterite e scheelite) e
é concomitante ou precede a deposição de
ouro (Whittman, 2006).
Os dados globais para estes fluidos
apontam para uma origem claramente
magmática(-hidrotermal), tanto para o CO2
como para os líquidos aquosos salinos existentes nos sistemas destes jazigos, apesar
de nos jazigos distais e proximais, com algum conteúdo de CH4 e N2 nos respectivos
fluidos, se poder admitir algum contributo de fluidos metamórficos ou meteóricos
em equilíbrio com as rochas encaixantes,
principalmente quando metassedimentares
(Thompson and Newberry, 2000; Baker and
Lang, 2001). A presença de fluidos aquocarbónicos aqui descrita para este tipo de
jazigos levou alguns autores a considerar o
seu CO2 como metamorfogénico, já que fluidos semelhantes são característicos dos jazigos de Au do tipo orogénico. No entanto,
fluidos ricos em CO2 são também conhecidos nos sistemas doutros jazigos igualmente relacionados com intrusões, como sejam
os jazigos de volfrâmio peri-plutónicos
(Thompson and Newberry, 2000).
Por outro lado, dados de isótopos estáveis para os fluidos mineralizadores corroboram a sua origem magmática: d13C, -9 a
–10‰, d18O, 5 a 10‰ e dD, -47 a –100‰
para o fluido mineralizador e d18O de 11.5 a
17.5‰ para o minério na província metalogenética de Tintina (Alasca e Yukon), assim
como d18O de 11.7 a 12.0‰ para quartzo e
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
бD de -46 a –57‰ para “sericite” hidrotermal do jazigo de Bald Mountain (Nevada,
E.U.A.), indicam desvolatilização do magma. Acresce ainda que os valores obtidos
para os isótopos de Pb e S (d34S = 0 ± 5‰)
nos sulfuretos dos minérios da mesma província são semelhantes aos valores dos mesmos isótopos nos feldspatos das respectivas
intrusões, e distintos dos valores noutros
tipos de jazigos nos mesmos terrenos, corroborando também a origem magmática-hidrotermal dos jazigos de Au associados a intrusão nesta província (McCoy et al., 1997;
Smith et al., 1999; Thompson and Newberry, 2000; Nutt and Hofstra, 2007).
Transporte e deposição do ouro
O estudo dos iões complexos que transportam e levam à deposição do ouro neste
tipo de jazigos está ainda na sua infância,
existindo por ora raros estudos experimentais. Os dados existentes, incluindo o baixo
estado de oxidação da intrusão, apontam
para: o transporte do ouro no ião bissulfureto de ouro, Au(HS)2-, nos sistemas mais
profundos que originam jazigos com veios
em folhas (“sheeted veins”) ou disseminações, e que nem sempre contêm componente
salina nas inclusões fluidas do seu minério;
o transporte do ouro no ião cloreto de ouro,
AuCl2- - mas também provavelmente do ião
bissulfureto de Au na fase de vapor (Baker,
2002; Baker et al., 2005) - para os sistemas
menos profundos (Ex.; Kori Kollo, Bolívia,
Kidston, Austrália; Figs. 13B e 15). Dada
ainda a muito forte correlação entre Bi e Au
neste tipo de jazigos, tem sido apontada a
associação entre os dois, eventualmente na
forma dum ião complexo misto, também
como forma de transporte do Au, nos sistemas de jazigos profundos e superficiais
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
encaixados na intrusão, principalmente nos
ambientes com razão fluido/rocha baixa
(Baker, 2002; Groves et al., 2003; Baker et
al., 2005).
Quanto aos mecanismos de deposição de
ouro, apenas se conhece que a separação por
imiscibilidade de fluidos, a partir dum fluido
inicial moderadamente salino, originando
um fluido aquo-cloretado fortemente salino
e um vapor aquoso com CO2, de baixa salinidade, tem sido apontado para jazigos que
se formam a <1.5 kbar (ex: Kidston, Austrália). Para os mais profundos, a imiscibilidade H2O-CO2 - devida à baixa solubilidade
de CO2 no magma a pressões altas (menor
que a de H2O ou Cl), como mostram estudos
experimentais (Baker, 2002) - gera fluidos de
baixa salinidade ricos em CO2, a que se segue por vezes um influxo de fluidos aquosos
mais salinos, atribuindo-se pois a deposição
do ouro a um mecanismo de libertação do
fluido magmático em evolução (McCoy et
al., 1997; Baker and Lang, 2001; Lang and
Baker, 2001; Baker, 2002). No que respeita à
imiscibilidade H2O - CO2, não são ainda conhecidas as reacções químicas que levam à
precipitação do ouro durante este processo
(Groves et al., 2003).
4. CONTRASTES ENTRE OS JAZIGOS
DE OURO DO TIPO OROGÉNICO (OU
MESOTERMAIS) E OS JAZIGOS DE
OURO ASSOCIADOS A INTRUSÃO
São as seguintes as diferenças mais marcantes entre os dois tipos de jazigos (Thompson et al., 1999; Thompson and Newberry,
2000; Lang and Baker, 2001; Groves et al.,
2003; Goldfarb et al., 2005):
- Os jazigos de ouro associados a intrusão ocorrem em províncias de W e/ou
(menos consistentemente) de Sn, o que não
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 127
sucede geralmente com os jazigos de ouro
mesotermais.
- Os jazigos de ouro associados a intrusão têm comummente teores de 1- 4 g/t Au,
mais baixos que a maioria dos jazigos de
ouro do tipo orogénico (7-12 g/t Au).
- A formação dos jazigos de ouro do tipo
orogénico dá-se numa fase sin-orogénica tardia, enquanto os jazigos de ouro associados
a intrusão se geram numa fase pós-tectónica
da orogenia.
- Em oposição ao carácter geralmente
muito uniforme e raramente zonado dos jazigos de Au mesotermais, os jazigos de Au
associados a intrusão apresentam, tal como
os pórfiros de Cu, zonagem no tempo e no
espaço (vertical e horizontal) no estilo de
mineralização e na associação metálica, no
interior e à volta duma dada intrusão.
- O minério apresenta nos jazigos de
ouro associados a intrusão uma boa correlação Bi – Au e concentrações altas de Bi,
superiores a 100 ppm Bi e em muitos casos
acima de 1000 ppm Bi, características que
tomadas em conjunto não se verificam nos
jazigos de ouro mesotermais.
- Os produtos da alteração hidrotermal
ocorrem em zonas mais restritas dos jazigos
de Au encaixados em intrusão do que nos
jazigos de Au mesotermais, em que têm um
desenvolvimento mais expressivo.
- A alteração sericítico-carbonatada nos
jazigos de Au de pequena profundidade
encaixados em intrusão é semelhante à característica de muitos jazigos de Au mesotermais, mas as micas dos primeiros tendem
a ser mais grosseiras e de composição mais
próxima da moscovite do que nos segundos;
os carbonatos dos jazigos de Au associados a intrusão são essencialmente a calcite
e a dolomite, enquanto que nos jazigos de
Au do tipo orogénico se trata da dolomite
128 �������
Inverno
ferrífera (e siderite) naqueles que estão em
terrenos de grau metamórfico até à fácies de
xistos verdes, que são os jazigos deste tipo
largamente predominantes.
- A alteração potássica (feldspato K) é
expressiva nos jazigos de Au encaixados na
intrusão, enquanto que é rara nos jazigos de
Au mesotermais.
- A derivação essencialmente magmática
do CO2 nos fluidos que geram jazigos de Au
associados a intrusão relativamente a uma
derivação essencialmente metamórfica do
CO2 nos dos jazigos de Au do tipo orogénico é corroborada pela assinatura magmática revelada pelos dados isotópicos (quando
existentes) mesmo dos fluidos de baixa salinidade dos primeiros, o que não sucede para
o segundo tipo de jazigos de Au.
- Apesar de ambos os tipos se formarem
em margens convergentes, os jazigos de Au
associados a intrusão geram-se mais para o
interior do continente (algumas centenas de
quilómetros) relativamente à zona de subducção do que os jazigos de Au do tipo orogénico,
localizados na própria margem continental.
5. ALGUMAS EXTRAPOLAÇÕES PARA
PORTUGAL
A classificação pelos diversos autores
dos jazigos primários de Au em Portugal foi
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
feita, na generalidade dos casos, antes do estabelecimento firme a nível mundial da nova
classe de jazigos de ouro, a dos jazigos de Au
associados a intrusão.
5.1. Exemplos de jazigos de ouro do tipo orogénico (ou mesotermais) no país
No contexto referido, merecem destaque
como característicos jazigos e jazidas de Au
do tipo orogénico os da área de Santiago de
Escoural, desde SE a SW de Montemor-oNovo e os da área de Portalegre, com duas
sub-áreas, a de S. Martinho (Alter do Chão) e
a de Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros
(Arronches), todos na Zona de Ossa Morena.
5.1.1. Santiago do Escoural (Montemor-oNovo)
Na área entre Santiago do Escoural e
Montemor-o-Novo, os jazigos, jazidas e
ocorrências de ouro mesotermal situam-se
dentro da chamada zona de cisalhamento
de Montemor-o-Novo (Fig. 16), de direcção
NW-SE a WNW-ESE, que é uma zona de
cisalhamento dúctil sinistrógira, com 30 km
de comprimento (de leste de Cabrela a Boa
Fé), limitada a norte pela falha da Boa Fé e
a sul pelos gnaisses félsicos milonitizados de
Alcáçovas (Pereira et al., 2002).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 129
Fig. 16. Zona de cisalhamento de Montemor-o-Novo e área adjacente a norte (de Pereira et al., 2002).
As mineralizações de Au ocorrem na
Série Negra do Proterozóico Superior, que
sofreram deformação e metamorfismo regional cadomiano (pelo menos a deformação) e hercínico na fácies anfibolítica. Tais
mineralizacões ocorrem na transição entre
rochas metassedimentares e rochas metavul-
cãnicas, em regra xisto biotítico e quartzito
(metacherte), por um lado, e anfibolito e
anfibolito bandado (xisto anfibólico), por
outro (Fig. 17). Nalgumas zonas mineralizadas, diques tardios de granito e/ou aplito
também ocorrem. São ainda conhecidas
pequenas intrusões de rochas ácidas porfi-
130 �������
Inverno
ríticas perto da mineralização de ouro nalgumas zonas. Zonas de cisalhamento foram
detectadas localmente nalgumas áreas, na
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
proximidade da mineralização de ouro (Inverno, 1997, 2002).
Fig. 17. Jazidas e jazigos de ouro orogénicos de Santiago de Escoural e respectivo enquadramento geológico;
delineadas as anomalias de solos de Au e As na área (modificado de RTZ Mining and Exploration, 1991).
A alteração relacionada com a mineralização compreende a silicificação, na forma
de veios e massas de quartzo, e por vezes
penetrativa, maciça nos próprios xistos, a
cloritização, sericitização e carbonatização,
a última na forma de calcite, com excepção
do jazigo de Braços onde também ocorre
dolomite ferrífera alterando rochas vulcaniclásticas ácidas. O minério apresenta-se
em filões, filonetes e stockworks de quartzo, com pirite, arsenopirite, que se torna
relevante nalgumas zonas mineralizadas, e
alguma pirrotite. Ainda ocorrem loelingite,
calcopirite, ouro nativo (às vezes ouro livre)
geralmente em grãos desde poucos até 50
micrómetros, mas por vezes visível a olho
nu, e electrum. A turmalina e barita também
fazem parte da associação paragenética (Inverno, 1997, 2002).
O ouro ter-se-á depositado essencialmente num estádio tardio da mineralização,
dado ocorrer muitas vezes em microfissuras
da primeira de duas gerações de arsenopirite, estando também nelas reportada a
existência de grãos de maldonite (Au2Bi),
inferindo-se da presença do metal bismuto
temperaturas altas de deposição (Ribeiro,
1994).
Para os três jazigos mais importantes,
Chaminé, Casa Novas e Braços (Fig. 17),
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
conjuntamente com treze outras jazidas
mais ou menos próximas, foi definido um
recurso total (46% indicado + 45% inferido
+ 9% potencial) de 4.45 milhões de toneladas de minério, com uma média de 2.81 g/t
Au, a que equivalem 12.5 toneladas de Au,
das quais 60% correspondem àqueles três
jazigos (PORTUGLOBAL, 1999). Tais recursos e as altas cotações actuais do ouro
levam a empresa que detém actualmente os
direitos de prospecção e pesquisa da área,
Iberian Resources, a planear pôr em exploração (a céu aberto), a breve prazo, os três
jazigos referidos, para os quais obteve, assim como para as jazidas satélites, um ligeiro
acréscimo em relação aos recursos e reservas
auríferos acima referidos.
5.1.2. S. Martinho (Alter do Chão) e Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros (Arronches)
Ambiente geológico-estrutural / Rochas
encaixantes: As jazidas de ouro mesotermais da região de Portalegre, S. Martinho
(Alter do Chão) e Algueireiras – Nave de
Grou – Mosteiros (Arronches) [Fig. 18],
ocorrem 4 km a sul e 0.5 km a norte, respectivamente, da Faixa Blastomilonítica (s.r.)
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 131
Tomar - Córdova, de direcção WNW-ESE
e 0.2 –10 km de largura, que inclui, de idade
proterozóica, orto- e paragnaisses, anfibolitos, intercalações de granulitos (eclogitos),
bandas blastomilonitizadas, e intrusões do
Ordovícico Sup. de granitos e sienitos gnaissificados (Ribeiro et al., 1979; Oliveira et
al., 1991). A norte e sul da Faixa Blastomilonítica, situada quase no extremo norte da
Zona de Ossa Morena, ocorrem as formações de Morenos e, a topo, de Mosteiros, do
Proterozóico Sup., que constituem a Série
Negra, que compreende anfibolitos e anfibolitos bandados (xistos anfibólicos), a que
geralmente se sobrepõem xistos biotíticos e
quartzitos (metachertes) negros (mais raramente brancos) e grauvaques, estando tais
rochas metassedimentares espacialmente
correlacionadas com rochas metavulcânicas
ácidas (Oliveira et al., 1991). A deformação
e metamorfismo hercínico sobrepuseram-se
a eventos anteriores, desenvolvendo-se no
Hercínico uma estrutura em leque assimétrica, com vergência para o exterior, mais ou
menos centrada na Faixa Blastomilonítica
(s.r.) [Pereira, 1999], uma faixa transpressiva que constitui uma zona de cisalhamento
sinistrógira e cavalgante sobre as suas margens (Ribeiro et al., 1979).
132 �������
Inverno
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Fig. 18. Faixa blastomilonítica (s. r.) [zona de cisalhamento Tomar – Córdova] e regiões adjacentes, com
localização na primeira das jazidas de ouro orogénicas de S. Martinho e de Algueireiras – Nave de Grou –
Mosteiros (de Oliveira et al., 2007).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
A mineralização primária de ouro ocorre nas duas sub-áreas na transição entre rochas metassedimentares e metavulcânicas
da Série Negra, particularmente onde elas
são mais interdigitadas. Em S. Martinho
(SM), na fácies anfibolítica, elas são xistos
quartzo-biotíticos (e raros quartzitos) e, por
outro lado, anfibolitos e anfibolitos bandados, assim como alguns diques e lavas de
rocha ácida. Ocorre ainda geralmente rocha
metavulcaniclástica ácida-intermédia pouco
espessa na proximidade da mineralização,
no interior ou mais distante da qual podem
existir diques de aplito. Em Algueireiras –
Nave de Grou – Mosteiros (A-NG-M), na
fácies de xistos verdes, as rochas encaixantes
da mineralização são xisto biotítico, geralmente grafitoso, e rocha metavulcaniclástica
(e rara meta-lava) ácida, ambos por vezes
brechificados. Em ambas as sub-áreas ocorrem localmente diques e rochas extrusivas
básicas metamorfizadas (Inverno, 1995,
1997, 2002).
Alteração relacionada com a mineralização: A alteração relacionada com a mineralização consiste em: silicificação, através
de veios, massas e stockworks de quartzo;
cloritização, penetrativa em SM e através
de microfilonetes e matriz das brechas em
A-NG-M; carbonatização; e localmente
moscovitização - sericitização, que no caso
de A-NG-M se expressa por abundante
moscovite cromífera (0.81-1.00% Cr2O3; fuchsite), principalmente nas rochas metavulcaniclásticas ácidas mas também no quartzo
filoniano. Quanto á carbonatização, os seus
produtos são filonetes e disseminações de
calcite em SM; em A-NG-M consistem em
filonetes de dolomite nas rochas encaixantes ou então dolomite ferrífera, penetrativa,
maciça essencialmente nas rochas metavulcaniclásticas ácidas, quer epigenética quer
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 133
nalguns pontos podendo ser eventualmente
singenética, quando milimetricamente afectando apenas os leitos da rocha metavulcaniclástica ácida sem abranger minimamente
o xisto biotítico alternante. No caso de Algueireiras, esta alternância de xisto biotítico
e rocha metavulcaniclástica ácida carbonatizada (Fe-dolomite) desce do nível métrico
e decimétrico para o centimétrico e milimétrico ao longo de intervalos com dezenas de
metros (Inverno, 1995, 1997; Inverno et al.,
1995).
Mineralização: Planos de cisalhamento, muitas vezes com clorite, ocorrem em
algumas zonas mineralizadas das duas subáreas. A mineralização aurífera ocorre nas
duas na forma de disseminações nas rochas
encaixantes e de filonetes, filões (até 40 cm
de possança), massas e bandas de quartzo,
geralmente branco, mas também cinzento claro a negro, e ainda podendo a mineralização ser estratóide(?). No minério, os
principais minerais opacos são a pirite e a
pirrotite, estando a arsenopirite também
em abundância ou ausente. (Inverno et al.,
1995; Inverno, 1997).
Em SM, o minério tem teor médio de 1 2.5 g/t Au, mas com troços de alguns metros
até 6 –7 g/t Au. A mineralização ter-se-á gerado nos últimos estádios e um pouco após
o pico metamórfico regional, tendo ocorrido dois episódios de mineralização aurífera
(Fig. 19A), antecedidos do desenvolvimento
de abundantes disseminações (por vezes estiradas segundo a xistosidade) de pirrotite I
sin-metamórfica nas rochas anfibolíticas. O
primeiro episódio de mineralização aurífera,
em anfibolitos e xistos quartzo-biotíticos,
respeita a filonetes de quartzo (Q1) paralelos ou subparalelos à xistosodade regional,
e compreende pirite I e II + arsenopirite I
+ calcopirite I + ouro I, sendo este ouro I
134 �������
Inverno
geralmente muito fino, da ordem dos 2 mm,
e associado à pirite II ou arsenopirite I, a
última geralmente estirada no plano da xistosidade. O segundo episódio, em xistos
biotíticos, sempre na proximidade de rochas
anfibolíticas, associa-se a veios (filonetes e
filões) de quartzo (Q2) que transectam a xistosidade regional, contendo mineralização,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
semi-maciça ou quase maciça por estreitos
intervalos, que inclui arsenopirite II + pirrotite II + pirite III + calcopirite II + loelingite
+ ouro II, sendo este ouro II mais grosseiro (geralmente de 20 mm) que o anterior e
mesmo por vezes visível a olho nu (Oliveira,
2001, Oliveira et al., 2003, 2004, 2007).
A)
B)
Fig. 19. Sequência paragenética dos minerais do
minério, ganga e alteração
em: (A) S. Martinho. Porção
sombreada
representa
provável período de tectonismo activo; (B) Algueireiras
– Nave de Grou – Mosteiros
(de Oliveira et al., 2007).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
A finura (“fineness”) do ouro de SM é de
820-920, e associados à mineralização também aparecem nalguns pontos como minerais traço a fluorite, realgar e barita (Inverno, 1997), a última em consonância com as
anomalias de Ba (além das de As e Ni) que
com frequência acompanham as anomalias
de solos de Au nesta sub-área (Oliveira et
al., 1995). Algum ouro primário de SM foi
erodido e incorporado num deposito paleogénico de 19 km2 de superfície e 1.5 m de
espessura, com teor de 256 mg Au/ m2, não
económico, que cobre parte da zona (Oliveira, 2001).
Em A-NG-M a mineralização tem um
teor médio de 1 g/t Au, e atinge máximos de
1.8 e 1.9 g/t Au em Algueireiras e Mosteiros,
respectivamente. Ocorre sob a forma de
agregados de pirite (Fig. 19B), de <1-7
mm de diâmetro, como que mosqueando
as rochas metavulcaniclásticas ácidas
carbonatizadas, e com menor dimensão
nos filonetes e massas de quartzo, por
vezes brechificados conjuntamente com
aquelas rochas e os xistos biotíticos;
também ocorrem bandas e filões de quartzo
cinzento a negro mineralizados. O ouro, em
grãos de 1-6 mm (finura média dum grão
analisado, 997), ocorre nas porções mais
ricas de fuchsite, e é acompanhado de pirite,
arsenopirite geralmente muito fina (quer
acompanhando o ouro mais abundante
quer na ausência de ouro), calcopirite, quase
sempre nas proximidades do ouro, alguma
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 135
pirrotite e tetraedrite. A fluorite também
ocorre nos veios de quartzo (Inverno,
1995; Oliveira, 2001; Oliveira et al., 2004,
2007). A associação paragenética em
A-NG-M é consistente com a sobreposição
de anomalias de solos de As, Ni (e Ba) às
anomalias de solos de Au nesta sub-área
(Oliveira et al., 1995).
Inclusões fluidas: Os estudos de inclusões fluidas para SM (Tabela 3) mostram que
o primeiro episódio de mineralização aurífera, mais pobre em Au, se deveu à acção de
fluidos metamorfogénicos, associados com
o quartzo Q1, quer aquo-carbónicos (H2O –
CO2 – CH4; até máximo de 76 mole % CO2),
de baixa salinidade (média de 10 wt% NaCl
equiv.) e temperaturas de homogeneização
de 245 - 521°C, quer fluidos de H2O – NaCl
– Ca(Mg)Cl2, com salinidade de 1-18 wt %
NaCl equiv. e com temperaturas de homogeneização mais baixas (112 - 212°C). O
segundo estádio de mineralização aurífero,
mais enriquecido em Au, foi devido à acção de fluidos fortemente salinos associados com o quartzo Q2, com salinidades de
32 – 62 wt % NaCl equiv., temperaturas de
homogeneização de 270 - > 550°C e pressões
mínimas de 0.1- 0.2 kbar, isto é, com características de fluido magmático, associável a
granitóides variscos tardi- a pós-tectónicos,
e que terá pelo menos parcialmente remobilizado a mineralização do estádio anterior
(Oliveira, 2001; Oliveira et al., 2001; 2004,
2007).
136 �������
Inverno
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Tabela 3 – Resultados microtermométricos obtidos para as inclusões fluidas em quartzo em S. Martinho 1 (de
Oliveira et al., 2003).
1 Temperaturas expressas em intervalo e média (entre parênteses); n = número de inclusões
* Não incluídos 22 valores > 550°C
Conclusão
As características apontadas para as
jazidas de Au de Escoural (Montemor-oNovo), S. Martinho (Alter do Chão) e Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros (Arronches) são predominantemente próprias
dos jazigos de Au do tipo orogénico (ou
mesotermais) [Inverno. 1995, 1997, 2002;
Inverno et al., 1995; Oliveira, 2001; Oliveira
et al., 2003, 2004, 2007], atrás descritos na
generalidade.
5.2. Exemplos de jazigos de ouro associados
a intrusão no país
Tanto na Zona Centro-Ibérica como na
Zona de Galiza – Trás – os – Montes são
conhecidos vários jazigos e ocorrências
de ouro primário, a maioria no endo- ou
exocontacto de granitóides hercínicos que
intruíram os Xistos das Beiras ante – ordovícicos e as rochas predominantemen-
te xistentas do Silúrico (mais raramente o
Ordovícico), e localizados em distritos ou
áreas com jazigos de W e/ou Sn. Apesar de
precocemente Cerveira (1952) ter acentuado
a zonagem externa, relativamente aos granitóides das duas zonas tectónicas, com jazigos de W envolvidos por jazigos de Au mais
afastados da intrusão, e de Almeida e Noronha (1988) terem mencionado a mesma zonagem peri-granítica na área de Mirandela,
com jazidas de W mais proximais (Pedra da
Luz e Lombo da Veiga) e a jazida de Au de
Freixeda mais afastada da intrusão, não foi
dada continuidade à investigação da ligação
genética, incluindo a dos próprios fluidos,
entre os granitóides e os jazigos de ouro com
eles espacialmente relacionados.
Após a implantação a nível mundial da nova classe de jazigos associados a
intrusão, foi proposto que pertenceriam a
este tipo os jazigos de Jales, Vila Pouca de
Aguiar (Rosa, 2001; Rosa and Romberger,
2003) e também tentativamente sugerido o
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
mesmo para o prospecto de Bigorne, Castro
Daire (Caessa et al., 1998).
5.2.1. Distrito aurífero de Jales (Vila Pouca
de Aguiar)
Ambiente geológico-estrutural / Rochas
encaixantes: Neste distrito ocorrem três jazigos/ jazidas principais, Campo, Gralheira
e Três Minas (Fig. 20). O filão de Campo,
orientado N30E, 70-80 W, encaixa-se ao
longo de 2.5 km no granito hercínico sin- a
tardi-tectónico, ligeira a francamente porfi-
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 137
rítico, de grão médio a grosseiro, de duas micas (idade Rb/Sr, rocha total, 308.5 ± 2 Ma;
Neiva et al., 1995), no qual existem restos
dum granito hercínico anterior, ante- a sintectónico, de grão fino e duas micas (idade
Rb/Sr, pares moscovite-rocha, 320 ± 6 Ma;
Neiva et al., 1995), constituindo ambos o
Maciço de Jales. A 8 km a oeste de Campo ocorrem os granitos hercínicos pós-tectónicos, porfiríticos, de grão médio a grosseiro, biotíticos do Maciço de Vila Pouca
de Aguiar (Noronha et al., 1998; Rosa and
Romberger, 2003).
Fig. 20. Mapa geológico simplificado do distrito mineiro de Jales, mostrando a área dos três jazigos/ jazidas
auríferos, Campo, Gralheira e Três Minas (de Rosa and Romberger, 2003).
138 �������
Inverno
Os granitos do Maciço de Jales são peraluminosos, relativamente reduzidos, com
Fe2O3/ FeO baixo, contendo ilmenite e sem
magnetite, logo da série da ilmenite, surgindo como sin-colisionais em diagramas de
discriminação tectónica, enquanto os do
Maciço de Vila Pouca de Aguiar se representam como de dentro de placa (”within
- plate”) [Rosa, 2001; Rosa and Romberger,
2003].
Nas imediações do filão do Campo são
frequentes filões pegmatíticos com microclina, quartzo, moscovite e turmalina que ora
acompanham ora são cortados por ele (Ferreira, 1971). O filão do Campo e outros adjacentes instalaram-se em fendas de tracção
formadas durante D3 hercínica, que posteriormente adquiriram uma componente de
desligamento esquerdo (Pereira et al., 1993).
Na ponta NE, o filão do Campo sai do
granito ao atingir uma faixa WNW-ESE
de 1 km de largura dos Xistos das Beiras,
sofrendo uma torção e ficando progressivamente concordante com a xistosidade
regional (N75W,70NE), estreitando e desaparecendo depois (Ferreira, 1971). Na parte
norte daquela faixa existe uma fimbria de
< 100 m de largura de micaxistos siliciosos
e quartzitos ordovícicos, nos quais ocorre
uma zona de cisalhamento dextrógiro, de
direcção WNW-ESE, que encaixa o jazigo
da Gralheira, ao longo de cerca de 2 km. A
5 km a NE da Gralheira situa-se a jazida
de Três Minas, encaixada em zona de cisalhamento dextrógiro, com orientação semelhante à anterior, nos xistos do Silúrico e
Devónico. Nas zonas da Gralheira e de Três
Minas o metamorfismo regional é da fácies
de xistos verdes. (Noronha et al., 1998; Rosa
and Romberger, 2003).
Conteúdo metálico: Do filão do Campo
e doutros filões menos extensos adjacentes
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
(Desvio, etc.), a pequeno ângulo daquele,
foram extraídas de 1933 a 1993 (fecho da
mina) 25 ton. de ouro e 100 ton. de prata,
de minério com um teor médio de 14 g/t Au
(Ferreira, 1971), sendo a razão Ag / Au de
3(-4):1.
Mineralização e alteração hidrotermal:
O filão do Campo tem uma possança média
de 25 cm, mas pode atingir 1 m. Em muitos
troços, em vez do filão propriamente dito
ocorre um sistema de filonetes de quartzo
mineralizado paralelos (Ferreira, 1971). A
alteração hidrotermal não atingiu mais de
1- 2 metros nos encostos graníticos do filão.
Consistiu na descoloração da biotite (moscovitização), microclinização e albitização
da plagioclase, turmalinização, silicificação,
cloritização, carbonatização, e ainda caulinização (da microclina) [Ferreira, 1971]. A
moscovite hidrotermal é praticamente sincrónica (datações R/Sr de moscovite e biotite e Ar/Ar de moscovite) com o granito
encaixante, não devendo a mineralização
ser mais de 2–4 Ma mais recente do que a
instalação desse granito (Neiva et al., 1995).
A mineralização gerou-se em dois estádios principais (Fig. 21A). No primeiro
forma-se quartzo cinzento, conjuntamenrte
com loelingite, arsenopirite, pirite, escassa
pirrotite, localmente adulária e apatite, e
rara scheelite e marcassite (Rosa and Romberger, 2003), e algum ouro, muitas vezes na
forma de ouro livre no quartzo. No segundo
estádio dá-se a recristalização do quartzo ao
longo de fracturas, com deposição nas mesmas e na matriz de brechas de pirite, calcopirite, esfalerite (moderadamente rica em Fe;
Ramos, 1983; Neiva, 1994), galena, electrum
e clorite verde escura, que substitui a moscovite, estando ainda associados a este estádio
a tetraedrite, freibergite, marcassite, bismuto
nativo (Rosa and Romberger, 2003), bour-
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
nonite e jamesonite (Brink, 1960). O electrum associa-se à galena, calcopirite, arsenopirite ou pirite. Após estes dois estádios,
ainda ocorre a deposição de quartzo estéril
com textura em pente, deposição de parcas
calcite, siderite e ilite ao longo de fracturas
e, como consequência da alteração supergénica, formação de covelite e escorodite
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 139
(Brink, 1960; Rosa and Romberger, 2003).
Outros minerais opacos raros a muito raros
na paragénese do filão do Campo são a bismutinite, cassiterite, volframite, magnetite,
gersdorfite, tenantite, argentite, poliargirite
e pearcite; os grãos de electrum e ouro nativo medem 1 - 340 mm (Neiva e Neiva, 1990).
A)
Fig. 21. Sequência
paragenética genérica (com largura das
barras proporcional
à abundância do
mineral) em: (A)
Campo e Gralheira.
140 �������
Inverno
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
B)
Fig. 21. (B) Três Minas (de Rosa and Romberger, 2003).
Sendo o filão do Campo conhecido até
uma profundidade de 620 m abaixo da superfície, constata-se: uma zonagem vertical
expressa na presença de pirrotite, albite, siderite e fluorite apenas nos pisos mais profundos, e na maior abundância de sulfuretos e sulfossais nos pisos mais profundos da
parte SW do filão; uma zonagem horizontal
traduzida pela maior frequência da mineralização do segundo estádio principal referido, na parte NE, que é a mais rica em Au
(Brink, 1960; Ferreira, 1971).
Na Gralheira, a mineralização ocorre
em filonetes e filões verticais, de 1- 20 cm de
possança (um pouco mais espessos na parte
leste), com um espaçamento centimétrico a
decimétrico, subconcordantes com a xistosidade regional, e associados a uma zona de
cisalhamento dextrógiro WNW-ESE, tardi–D3 hercínica, nos micaxistos siliciosos do
Ordovícico. A mineralização é semelhante
à dos dois estádios principais mencionados
para o filão do Campo, apesar do ouro nativo e electrum terem menores dimensões (170 mm).
Em Três Minas, a mineralização está encaixada em quartzitos escuros (com matéria
carbonosa disseminada) e, em menor escala,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
em quartzofilitos do Silúrico Sup./ Devónico, numa zona de cisalhamento dextrógiro
com a mesma orientação da da Gralheira.
A mineralização ocorre sob a forma de disseminações essencialmente no quartzito,
raramente se descortinando a olho nu um
veio propriamente dito, que no entanto se
corporiza à escala microscópica na forma
de fissuras e microcisalhamentos anastomosados [chegando a formar (micro)brecha], preenchidos por quartzo, moscovite,
sulfuretos e ouro, sendo aqui a quantidade
de sulfuretos (<1%) claramente menor que
nos outros dois jazigos. Os estádios de mineralização (Fig. 21B) são algo semelhantes aos dois estádios principais de Campo e
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 141
Gralheira, mas em Três Minas, no primeiro
estádio, em que se deu oxidação com lixiviação dos quartzitos carbonosos encaixantes
acompanhada da martitização da magnetite
metamórfica, há ausência de loelingite, mas
há deposição de ouro nativo, e no segundo
estádio os minerais opacos resumem-se à
pirite, calcopirite, esfalerite e galena (Rosa,
2001; Rosa and Romberger, 2003).
O ouro nativo do primeiro estádio
apresenta aqui uma finura (“fineness”) de
900-940, comparada com a finura do ouro
(dominantemente electrum) de 454 – 840 e
551 – 770 de Campo e Gralheira, respectivamente (Fig. 22; Ramos, 1983; Neiva, 1994;
Rosa, 2001).
Fig. 22. Abundância relativa dos minerais do minério, ganga e alteração no Campo, Gralheira e Três Minas
(de Rosa, 2001).
Geoquímica (inclusões fluidas e geoquímica hidrotermal): Os dados de inclusões
fluidas mostram que no Campo e na Gralheira a mineralização aurífera está associada a fluidos de H2O – NaCl - CO2 – CH4
± N2, que homogeneizam a 280 - 340°C e
com salinidades de 2 – 8 wt % NaCl equiv.
(Martins, 1987; Sheperd and Oliveira, 1990).
Tal fluido, para o Campo, resultaria do desmisturamento, conducente à deposição de
ouro, dum fluido inicial que daria origem
ao fluido acima citado, rico em CO2 (homogeneizando na fase gasosa), e a um outro fluido, pobre em CO2 (homogeneizando
na fase líquida), às temperaturas indicadas
e a uma pressão de 1.8 – 2.6 kbar (Sheperd
142 �������
Inverno
and Oliveira, 1990). Vale a pena reportar
que as temperaturas e pressões de formação
deduzidas para as moscovites hidrotermais
(a partir das suas composições) do granito
encaixante de Campo foram de 400 - 200°C
e 4 - 2 kb (Neiva, 1992).
Com a diminuição de temperatura (presumível evoluir dos sistemas), CH4 (mais
relevante na Gralheira) e/ou N2 tornam-se
menos ricos nos fluidos, aumentando depois
a sua componente aquosa, e as salinidades
descem no Campo (diluição por água meteórica?), mas sobem na Gralheira (desgasificação/ ebulição, concentrando sais residuais), onde os fluidos se tornam mais ricos
naqueles sais (Martins, 1987).
Em Três Minas, fluidos de H2O – CO2
– CH4 - N2, menos salinos que os de Campo, evoluíram durante o metamorfismo, por
trocas com as rochas encaixantes, de fluido
rico em CO2 para fluido rico em CH4, com
deposição dos primeiros sulfuretos a temperaturas inferiores a 400°C e pressões de 2
– 4 kbar (Sheperd and Oliveira, 1990; Noronha et al., 2000). Seguir-se-ia a deposição
do ouro, num regime tardi-tectónico, frágil,
a partir de fluidos aquosos de baixa salinidade, a cerca de 320°C e menos de 1 kbar
(Noronha et al., 2000).
O transporte do Au no fluido mineralizador terá sido feito em Três Minas pelo ião
complexo Au(HS)2- , e a deposição do ouro
nativo terá ocorrido como resultado da oxidação durante o primeiro estádio de mineralização, enquanto a Ag e os metais base
estariam presentes no fluido como complexos cloretados, não afectados pela oxidação.
No Campo e Gralheira, com oxidação reduzida durante o primeiro estádio, o Au transportado pelo mesmo ião Au(HS)2- só veio a
precipitar no segundo estádio de mineralização, como consequência do decréscimo da
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
actividade de H2S (resultado da efervescência ou da deposição prévia de sulfuretos) e
do arrefecimento. O mesmo arrefecimento
terá também desestabilizado os complexos
cloretados de metais básicos e o complexo
sulfuretado de Ag, levando à deposição dominante de electrum, em vez de ouro nativo, e ainda de quantidade significativa de
sulfuretos de metais básicos no Campo e na
Gralheira (Rosa, 2001; Rosa and Romberger, 2003).
Dados isotópicos de S de sulfuretos da
mineralização de Campo, Gralheira e Três
Minas, б34S = 0 ± 5‰, apontam para uma
origem predominantemente magmática para
o enxofre. No mesmo sentido concorrem
análises químicas de moscovite hidrotermal,
clorite do segundo estádio de mineralização,
e turmalina dos três depósitos, com composições predominantemente semelhantes
às dos jazigos de Au associados a intrusão
(Rosa, 2001; Rosa and Romberger, 2003).
Para aí já apontavam Neiva e Neiva (1990)
que, ao detectarem concentrações anomalamente altas em Au no granito encaixante de
Campo e em aplitos e pegmatitos, conjuntamente com valores baixos em Au nos Xistos
das Beiras, concluíram que o ouro na região
estava intrinsecamente relacionado com tal
granito.
Conclusão: Posta de lado a hipótese de
jazigos de ouro epitermais, além do mais por
não serem comuns jazigos epitermais de Au
encaixados em batólitos graníticos, como
sucede no Campo, e ainda por a Gralheira
e Três Minas não terem as características de
jazigos epitermais de Au na sua variante de
encaixados em rochas sedimentares (Pirajno, 1992), chega-se à formulação de Rosa
(2001) e Rosa e Romberger (2003) que, com
base em grande parte das características
atrás apontadas, propuseram que Campo,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
Gralheira e Três Minas seriam do tipo de
jazigos de Au associados a intrusão.
Para Campo e Gralheira, tal classificação parece ser apropriada, apesar do jazigo
do Campo ter uma quantidade de sulfuretos
de metais básicos superior à comum nos jazigos de Au associados a intrusão, quando
encaixados nela. Para Três Minas ficam algumas reservas quanto àquela classificação,
já que se trata duma mineralização muito
invulgar e exótica, para a qual já se propuseram também géneses tão díspares como
exalativa sin-sedimentar e de paleoplacer
aurífero.
5.2.2. Bigorne (Castro Daire – Cinfães – Resende)
A)
Fig. 23. Área de Bigorne: (A) Mapa geológico
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 143
Neste prospecto, situado na Serra de
Bigorne, ocorrem granitos tardi- a pós-tectónicos relativamente a D3 hercínica, G1,
G2 e G3 (Fig. 23A), todos monzoníticos,
porfiróides, de duas micas, mas sendo G1
um granito de grão fino, ligeiramente porfiróide, predominantemente biotítico, com
andaluzite e silimanite, G2 (que intrui G1),
semelhante a G1, mas de grão grosseiro e
mais porfiróide, com foliação (N60W) bem
definida, e com xenólitos de rochas metassedimentares e rochas básicas cornificadas,
e G3 que se distingue de G2 por ser muito
grosseiro, com megacristais de feldspato de
5 –10 cm. Na região são conhecidas ocorrências de cassiterite e volframite ou scheelite (Caessa et al., 1998).
144 �������
Inverno
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
B)
Fig. 23. (B) Afloramento com
filões (mineralizados) em folha,
paralelos (“sheeted veins”) [de
Caessa et al., 1998].
Localmente, numa área de 5 x 3 km,
ocorrem fendas paralelas, tidas como de cisalhamento, orientadas N5-30E, a recortar
G1 e G2, mas penetrando pouco em G3.
São preenchidas por veios (mineralizados)
em folha (“sheeted veins”), com um espaçamento comum de 1- 2 veios por metro, mas
podendo atingir mais de 15 veios por metro
(Fig. 23B). Numa área mineralizada principal, com 2 km de comprimento e até 50 m de
largura, observa-se que os veios provocam
a greisenização dos encostos graniticos encaixantes por distâncias milimétricas (mais
raramente centimétricas), com desenvolvimento de vénulos de arsenopirite (e arsenatos), pirite, calcopirite (e covelite supergénica) e ouro nessas paredes greisenizadas, que
também contêm quartzo, moscovite, biotite
(alterada para clorite) e podendo igualmente conter nódulos de scheelite. Nos próprios
veios, para além do quartzo, ocorre a arsenopirite, pirite, calcopirite, minerais de Bi e
Te e ouro, quer fino (<10 mm) quer grosseiro
(> 40 mm), formando-se ainda por supergénese a escorodite, covelite e neodigenite. O
teor médio é de 1- 2 g/t Au, tendo sido defi-
nido um recurso com um mínimo de 1.8 ton.
de Au (Caessa et al., 1998).
Esta jazida aurífera tem as características dos jazigos de ouro associados a intrusão, quando nela encaixados, como já era
embrionariamente sugerido pelos autores
acima indicados.
5.3. A qual dos dois tipos atribuir outros jazigos/ jazidas de ouro primários no país?
5.3.1. Generalidades
Boiron et al. (1996), Murphy e Roberts
(1997) e Noronha et al. (2000) não encontraram elo genético entre os granitos hercínicos
do Oeste da Península Ibérica e de Portugal e os jazigos e ocorrências de Au neles
situados ou nas rochas metassedimentares
encaixantes próximas, admitindo que quando muito a intrusão dos granitos serviria
apenas de fonte de calor para a circulação
dos fluidos. A partir dos estudos de inclusões fluidas, defenderam que a deposição
das associações paragenéticas seria devida a
fluidos aquo-carbónicos metamorfogénicos,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
com uma fase final devida ao influxo de fluidos meteóricos e que seria a mais enriquecida em ouro. Segundo estes autores, não haveria lugar à intervenção de qualquer fluido
magmático significativo na formação destes
jazigos de Au (Inverno, 2002).
Admitindo esta génese essencialmente
mesotermal, deparamo-nos com algumas
aparentes inconsistências nas características
destes jazigos de Au em Portugal em relação
aos jazigos de Au mesotermais. Assim, a associação metálica das jazidas intra-graníticas de Penedono (a N. de Viseu) é As – Au
– Bi – W (Sousa e Ramos, 1991), semelhante
à dos jazigos de Au associados a intrusão e
encaixados nela; no norte de Portugal, Noronha e Ramos (1993) reconheceram haver
jazidas e ocorrências de ouro com a associação As – Fe – Bi – Au – Ag(-W – Mo – Sn
– Cu – Pb – Zn) e outras com a associação
As – Fe – Pb – Zn – Cu – Au – Ag(– Sb –
Cd), que são semelhantes às dos jazigos de
Au associados a intrusão, encaixados nela e/
ou proximais e às dos jazigos de Au associados a intrusão, distais, respectivamente.
Os sulfuretos mais importantes em todos os
jazigos de Au primários no país são a pirite
e a arsenopirite, tendo a pirrotite pequena
expressão, tal como sucede nos jazigos de
Au associados a intrusão e ao contrário de
muitos jazigos de Au do tipo orogénico; os
sulfuretos constituem 2.8% na jazida de Au
de Escádia Grande (Góis) [Cerveira, 1948],
encaixada nos Xistos das Beiras, valor próximo das percentagens de sulfuretos comuns
nos jazigos de Au associados a intrusão. A
morfologia da jazida de Bigorne, em veios
em folha (“sheeted veins”), é também característica destes últimos jazigos quando encaixados na intrusão (Inverno, 2002).
Boiron et al. (1996) e Murphy and Roberts (1997) chamaram aos dois estádios
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 145
de deposição e mineralização aurífera atrás
referidos de mesotermal, primeiro, seguido
de epitermal, este mais enriquecido em ouro.
Ora sucede que os jazigos de Au associados
a intrusão são formados a um espectro de
temperaturas que abrange as gamas correlativas àqueles dois estádios (Inverno, 2002).
Por outro lado, igualmente nos jazigos de
Au associados a intrusão o CO2 é relevante
no fluido mineralizador, só que CO2 dominantemente magmático e não metamórfico.
Justifica-se, pois, que dada a existência
consolidada, a nível mundial, da nova classe
de jazigos de Au associados a intrusão em
províncias de W e/ou Sn, se questione, pelo
menos nalguns casos, a classificação genética até agora atribuída à generalidade dos
jazigos e ocorrências de ouro primários nas
províncias de W e/ou Sn em Portugal, e que
se equacione a possibilidade de ser revista
apenas para os casos que o possam eventualmente justificar. Trata-se tão somente de
repensar à luz duma classificação dos jazigos de ouro com um leque de opções que
passou a ser mais lato.
5.3.2. Penamacor
Uma boa oportunidade para testar a
atribuição a jazigos de Au do tipo orogénico
(ou mesotermais) versus jazigos de Au associados a intrusão parece surgir com o que
ocorre na zona envolvente do maciço granítico de Penamacor, zona essa que regista um
enriquecimento aurífero assinalável, eventualmente sem paralelo no exocontacto de
nenhum outro plutão granítico do país.
O maciço granítico zonado de
Penamacor(-Monsanto) [Fig. 24], grosso
modo de 20 km de comprimento (direcção
NW - SE) por 11 km de largura, tardi- a
pós-tectónico relativamente a D3 hercínica,
146 �������
Inverno
é constituído genericamente por granitos
monzoníticos porfiróides segundo o mapa
geológico 1:500000 e rodeado pelos Xistos das Beiras ante-ordovícicos. Apresenta
várias fácies de granitos hidrotermalmente alterados, sendo as litologias principais
(Neiva e Campos, 1992, 1993), quando não
alteradas, constituídas por: granito biotíti-
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
co-moscovítico, porfiróide, de grão grosseiro
a médio (GI), predominante nas zonas mais
externas do plutão; granito moscovíticobiotítico, porfiróide, de grão grosseiro (GII),
predominante na parte mais interna do plutão, e posterior a GI; granito biotítico-moscovítico, porfiróide, de grão médio (GIII),
que intrui entre GI e GII.
Fig. 24. Maciço granítico zonado de Penamacor(-Monsanto): (a) Localização; (b) Mapa geológico: 1 –
complexo xisto-metagrauváquico ante-Ordovícico; 2 – Ordovícico (principalmente quartzitos); 3 – granito
biotítico-moscovítico, porfiróide, de grão grosseiro a médio (GI), principalmente alterado para granito moscovítico-biotítico (GIa); 4 - granito moscovítico-biotítico, porfiróide, de grão grosseiro (GII), geralmente alterado (GIIa); 5 - granito biotítico-moscovítico, porfiróide, de grão médio (GIII), principalmente alterado
para granito moscovítico-biotítico (GIIIa); 6 – granito GIII evoluído (GIIIFr) que está geralmente alterado
para granito moscovítico-biotítico (GIIIFra); 7 - granito moscovítico-biotítico, de grão médio a grosseiro
(GIIIFrb); 8 – granito moscovítico, porfiróide, de grão médio a grosseiro (GIIIc); a, b , c indicam acréscimo
progressivo do grau de alteração; 9 – aplitos (sobredimensionados); 10 – filão de quartzo explorado para fosfatos; 11 – falha; 12 – direcção e inclinação; 13 – limite do metamorfismo de contacto; 14 – vila. Levantamento
geológico de T. Campos (de Neiva and Campos, 1992, 1993).
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
GIII, por sua vez, deu origem a um granito mais evoluído, GIIIFr, moscovítico-biotítico, de grão médio a grosseiro, que intrui entre a margem de toda a parte norte do plutâo
e o encaixante, e que contém, conjuntamente
com outros retalhos de granito moscovítico
(GIII hidrotermalmente alterado) na parte
sul do plutão, cassiterite, abundantes fosfatos
e raros sulfuretos. Há ainda esparsos filões e
massas de aplitos nas zonas mais externas do
plutão (Neiva e Campos, 1992, 1993).
Os granitos sem alteração hidrotermal
contêm andaluzite, silimanite, monazite,
zircão, ilmenite e rútilo, são peraluminosos, com Fe2O3// FeO baixo, de tipo sin-colisional, e diminuem a sua concentração em
∑REE ao longo do processo evolutivo de GI
até GIIIFr e deste para os aplitos (Neiva e
Campos, 1992, 1993).
Comparação entre os jazigos de ouro do tipo 147
Em marcado contraste com o interior
do maciço de Penamacor, todo o seu exocontacto, toda a zona dos Xistos das Beiras
envolvente do maciço até uma distância de
3 km, mais pontualmente até 5 km, mostra um enriquecimento aurífero assinalável (associação Au – Bi – Hg ± As ± Mo
± Sb), detectado através da geoquímica de
sedimentos de linhas de água, com valores
muito anómalos, desde algumas centenas a
vários milhares de ppb de Au (Fig. 25), e da
análise à lupa binocular dos concentrados à
bateia de aluviões (mineralometria), detectando um número elevado, muitas vezes não
inferior a 6 –10 grãos de ouro por amostra
(dezenas de grãos de ouro/ amostra, nas
amostras mais enriquecidas), a que se associa boa parte das vezes o cinábrio.
Fig. 25. Concentrações de Au
nos sedimentos de linhas de
água nas partes central e meridional do maciço granítico de
Penamacor e exocontacto das
mesmas (modificado de Inverno
et al., 2007).
148 �������
Inverno
Estes dados resultaram duma campanha
recente do IGM/ INETI de inventariação e
prospecção do potencial em Terras Raras e
outros elementos nas regiões fronteiriças da
Beira Baixa e Norte Alentejo (Inverno et al.,
2007) e doutras acções prévias do Serviço de
Fomento Mineiro e IGM na região, incluindo um projecto (Pinto et al., 2000) levado a
cabo na parte oeste do maciço, na zona de
Pedrógão, que envolveu metodologias semelhantes às acima apontadas e ainda geoquímica de solos e litogeoquímica. As acções de
tal projecto não conseguiram no entanto detectar, nessa zona no exocontacto oeste do
maciço, filões de quartzo ou outros corpos
mineralizados com teores susceptíveis de
justificarem o enriquecimento aurífero nos
sedimentos de linhas de água e aluviões da
zona (Pinto et al., 2000). Ainda assim, nesse
mesmo projecto, estudos microscópicos de
Sheperd e Naden (2000) concluíram que os
grãos de ouro nos aluviões da zona tinham
derivação a partir duma fonte primária e
não secundária e que não teriam sofrido
transporte significativo.
O que se sabe, desde já, após reconhecimento geológico em volta do maciço de
Penamacor, é que ali ocorrem muitos filões de quartzo, geralmente de 20 – 40 cm
de possança, paralelos ou sub-paralelos à
xistosidade regional dos Xistos das Beiras,
próxima de NW-SE, que contêm rara clorite e “boxworks” preenchidas por óxidos de
Fe hidratado, em substituição de pirite (e
outros sulfuretos) que são raramente ainda
visíveis a olho nu. Ocorrem ainda alguns filões/ níveis de rocha (meta)riolítica nos Xistos das Beiras na mesma área.
Na zona a oeste de Idanha-a-Velha (na
parte sul do maciço), a zona aurífera mais
rica pelos dados de que dispomos (Inverno
et al., 2007), tais filões, mantendo-se para-
CAD. LAB. XEOL. LAXE 36 (2011)
lelos à xistosidade regional, têm, no entanto, uma orientação W – E a WNW – ESE,
diferente da da xistosidade regional fora
desta zona. Sintomaticamente, as anomalias
auríferas de sedimentos de linhas de água
e mineralométricas alinham-se na direcção
W – E por vários quilómetros, englobando
tais filões. Considerando que o maciço granítico de Penamacor é considerado tardi- a
pós-tectónico relativamente a D3 hercínica,
os filões de quartzo detectados nesta zona
poderão estar associados a cisalhamento(s)
W – E posterior(es) aos granitos do maciço, logo pós- D3, como sucede, por exemplo,
na região de Penedono, com o cisalhamento Docotim – Santo António – Ourozinho
(Narciso Ferreira, INETI, comunicação
oral, 2006).
Só investigações futuras poderão avaliar da importância ou não de todos os
filões de quartzo mencionados ou outros
eventuais corpos mineralizados auríferos
no exocontacto do maciço granítico de
Penamacor e aferir das suas características, génese – onde poderá ser importante
testar a hipótese de jazigos de Au do tipo
orogénico (mesotermais) versus jazigos de
Au associados a intrusão – e eventual importância económica.
AGRADECIMENTOS
O autor agradece ao Eng. Augusto Filipe
(LNEG) e a Pedro Falé (LNEG) o apoio prestado na melhoria da resolução das figuras.
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